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Johan Yans est Docteur en Sciences Les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons (Belgi- de la Terre de l’Université de Paris- que) sont exploités depuis le Moyen Âge. Ils sont mentionnés Yans Johan minéralogie et diagenèse Sud Orsay (France) et de la Faculté pour la première fois dans la littérature scientifique en 1849. Polytechnique de Mons (Belgique). La découverte, en 1878, des célèbres Iguanodons de Bernissart Il consacre sa carrière scientifique à dans des sédiments à faciès wealdien eut un retentissement l’étude des paléoaltérations et à la des sédiments à faciès wealdien stratigraphie des dépôts continentaux, mondial. Cependant, les sédiments à faciès wealdien du Bassin y compris les gisements associés. Après de Mons restent assez méconnus. À ce jour, aucune succes- avoir exercé à l’Université Libre de sion géologique complète n’est reprise dans la littérature. Leur Bruxelles, à l’Université d’Oxford, à âge demeure imprécis (du Jurassique supérieur au Turonien). du Bassin de Mons (Belgique) l’Université d’Orsay et à la Faculté Leur contenu minéralogique et l’origine de leurs constituants Polytechnique de Mons (notamment sont incertains. Notre connaissance de leurs environnements en tant que Collaborateur Scientifique de dépôt est encore très approximative. La diagenèse ayant du Fonds National de la Recherche Scientifique), il est aujourd’hui Chargé affecté ces sédiments n’a été que très peu abordée. Ce travail de cours aux Facultés Universitaires ambitionne d’apporter quelques précisions à ces lacunes en Notre-Dame de la Paix à Namur. Il a étudiant soit un nouveau matériel issu de carottes de forages ventilé ses activités en s’impliquant dans provenant de prospections géologiques récentes et d’exploita- le domaine de la recherche fondamentale, tion en cours, soit d’anciens échantillons étudiés pour la pre- en prenant part à la recherche appliquée mière fois dans ce travail. par de conventions avec des industriels, Plusieurs sites (Bernissart, Hautrage, Thieu) font l’objet en assurant des enseignements et d’une étude pluridisciplinaire visant à préciser, au moyen d’une en contribuant à la vulgarisation scientifique auprès du public. Auteur de succession géologique la plus complète possible, l’âge des sédi- nombreuses publications scientifiques et ments à faciès wealdien, leur minéralogie et leur environne- communications en congrès, organisateur ment de dépôt. En comparant les sédiments à faciès wealdien de plusieurs excursions scientifiques, il du Bassin de Mons avec ceux d’une coupe de référence située a privilégié le travail en collaboration sur l’Île de Wight (Sous-bassin du Wessex, Angleterre), quel- avec des laboratoires belges et étrangers, ques implications, notamment au niveau de la stratigraphie notamment en France, Angleterre, séquentielle et de la géodynamique, sont proposées. Le dépôt Pologne, Tunisie, États-Unis et Chine. et la conservation des sédiments à faciès wealdien dépendent de l’action cumulée et contemporaine de plusieurs conditions géologiques : (1) une déformation lithosphérique à composante verticale dans les régions alimentant l’aire de dépôt, (2) une subsidence locale ou régionale dans les aires de dépôt, (3) un cortège transgressif ou de haut niveau marin de troisième ordre et (4) l’absence de diagenèse ultérieure dans le sédiment. Enfin, cette étude confirme que les sédiments à faciès wealdien ne sont pas exclusivement d’origine continentale mais peuvent contenir des microfossiles (kystes de dinoflagellés, …) témoins d’influences marines. Lithostratigraphie, minéralogie et diagenèse des sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons (Belgique) Lithostratigraphie, minéralogie et diagenèse des sédiments à faciès

ISSN 0365-0952 ISBN 978-2-8031-0237-2 Photo de la jaquette : Fragment d’épiderme dans les sédiments à faciès wealdien Classe des Sciences Académie royale de Belgique Prix : 35 € d’Hautrage (Hainaut, Belgique). www.academieroyale.be

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Johan Yans

Lithostratigraphie, minéralogie et diagenèse des sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons (Belgique)

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Impression décidée le 6 novembre 2004

Publication de la Classe des Sciences Collection in-4o, 3e série Tome IX, no 2046 2007

Toutes reproductions ou adaptations totales ou partielles de ce livre, par quelque procédé que ce soit et notamment par photocopie ou microfilm, réservées pour tous pays.

Dépôt légal 2007/0092/9

ISSN 0365-0952 ISBN 978-2-8031-0237-2 www.academieroyale.be

Avant-propos

Ce manuscrit reprend une partie modifiée de la thèse de doctorat de Johan Yans, soutenue en décembre 2003 et intitulée « Chronologie des sédiments kaoliniques à faciès wealdien (Barrémien moyen à Albien supérieur ; Bassin de Mons) et de la saprolite polyphasée (Crétacé inférieur et Miocène inférieur) de la Haute-Lesse (Belgique). Implications géody- namiques et paléoclimatiques ». Cette thèse a été menée dans le cadre d’une cotutelle entre la Faculté Polytechnique de Mons et l’Université de Paris-Sud XI d’Orsay. Ce travail se veut avant tout pluridisciplinaire : poursuivre un objectif précis en utilisant et confrontant les résultats de diverses disciplines et méthodes de la Géologie. Depuis quelques années, la pluridisciplinarité est officiellement encouragée dans les universités. Pour un jeune chercheur, elle présente l’avantage de diversifier le panel des méthodes mises en pratique et de la sorte, d’augmenter son expérience. Elle amène également le chercheur, novice ou aguerri, à exporter des techniques utilisées en routine dans certains domaines vers d’autres domaines. Elle autorise en outre la constitution de liens non conventio- nels entre les acquis des différentes disciplines. Elle offre enfin la possibilité d’examiner plusieurs points de vue sur un sujet de recherche défini et incite à une intégration des résultats dans un contexte plus global. Le revers de la médaille est évident : il est impossible de détailler, en un seul travail, les résultats et interprétations de chaque discipline explorée. Dès lors, puisse le paléobo- taniste pardonner une systématique et des affinités botaniques occasionnellement auda- cieuses, le sédimentologue l’une ou l’autre description quelque peu sommaire, le géochi- miste des interprétations parfois superficielles, le minéralogiste des diagnostics imparfaits, le stratigraphe des corrélations hardies, … Je plaide d’ores et déjà coupable pour toutes ces éventuelles approximations conscientes et justifiées. Gageons en revanche que l’intégration des résultats déduits de chacune des spécialités contribue à une meilleure connaissance des argiles kaoliniques belges. Parions également sur l’originalité de certains résultats, démar- ches et concepts. Espérons enfin et surtout que se poursuivent les relations nouées entre les spécialistes des différentes disciplines explorées. Afin de répondre à la diversité des spécialités explorées, les discussions relatives à ce travail se sont répandues dans les laboratoires de plusieurs universités et instituts : la Faculté Polytechnique de Mons, les universités de Paris-Sud Orsay, Bruxelles, Liège, Gand, Jussieu, Strasbourg, Reims, l’Institut royal des Sciences naturelles de Belgique, le Service Géologique de Belgique, le Bureau de Recherche en Géologie Minière d’Orléans et le Muséum d’Histoire Naturelle de Paris. L’époque d’une Alma Mater répondant seule aux questions scientifiques semble révolue ; l’heure est aux collaborations inter-universitaires. Outre les connaissances scientifiques et les « tournures d’esprit », souvent remarquables, parfois originales, des collègues rencontrés, c’est toujours la découverte de personnalités savoureuses. Passionné, énergique, efficace, organisé, érudit, spontané, courtois, fine four- chette, malicieux, amusant, surprenant, … que de caractères différents ! Voilà sans aucun doute, in fine, l’essentiel enrichissement. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Remerciements

Ce travail est le fruit de nombreux échanges scientifiques. Chaque discussion a débouché sur des progrès concrets ou sur un lent processus de « digestion » des résultats en enrichissant l’orientation, les interpréta- tions et les conclusions de ce travail. Je remercie tout d’abord tous les membres du Service de Géologie Fondamentale et Appliquée de la Faculté Polytechnique de Mons (FPMs). Barbara Ledoux et Flavia Venuti ont réalisé plusieurs dessins soignés de ce travail. Brigitte Piérard, Hector Lagnaux et Claudio Barcella ont préparé de nombreux échantillons. Sans leur rigueur et leurs compétences, ce travail n’aurait pu voir le jour… Sara Vandycke, Ivan Godfriaux et Francis Robaszynski ont apporté de précieuses améliorations au manuscrit. Chris- tian Dupuis, Paul Spagna et Frédéric Habils ont activement pris part à cette recherche. Je les en remercie chaleureusement. Outre la Faculté Polytechnique de Mons, plusieurs organismes de recherche ont été impliqués. Jean-Claude Foucher m’a accueilli à l’Université de Reims-Champagne a contribué à la détermi- nation des kystes de dinoflagellés. À l’Université Paris VI et au Muséum d’Histoire Naturelle de Paris : Denise Pons, Edwige Masure, Patricia Beaunier, Jean Dejax et Michel Lemoine ont orienté les travaux palynologiques et microscopiques. Philippe Gerrienne, Muriel Fairon-Demaret et Maurice Streel (Univer- sité de Liège) ont participé à de fructueuses discussions et m’ont aidé en palynologie. Marcela Giraldo Martin a réalisé de nombreuses préparations palynologiques. Alain Perruchot, Pierre-Yves Gillot, Jean- Claude Lefèvre (Université de Paris-Sud) et Norbert Clauer (Université de Strasbourg) ont collaboré aux déterminations minéralogiques et aux datations radiométriques. Peter Laga et Léon Dejonghe m’ont ouvert l’accès à la riche carothèque du Service Géologique de Belgique. Pierre Bultynck (Institut Royal des Sciences Naturelles de Belgique) a autorisé l’échantillonnage de sédiments historiques du Cran de Bernis- sart. Etienne Steurbaut (IRScNB) et Jacques Verniers (Gent Universiteit) m’ont transmis des échantillons de la coupe de Strépy. Le Conseil de Recherche de la FPMs a financé une partie de ce travail. Je remercie Monsieur le Recteur Serge Boucher pour ce soutien. Ce travail a également bénéficié de l’aide financière et logistique des sociétés et institutions CBR- Heidelbergercement, SAUCEL, Emile Lebailly, FUGRO, Wanty, Ecoterres, EGS, ONDRAF et du CGRI de la Communauté Française de Belgique. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Résumé

Les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons font l’objet d’une étude pluridisciplinaire intégrant une observation détaillée d’anciens et nouveaux forages carottés et coupes de carrière, une description miné- ralogique et pétrographique, une détermination palynologique et des analyses radiométriques et isotopiques. Les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons sont datés par l’examen du pollen d’affinité angiospermienne et des kystes de dinoflagellés, pour la première fois mis en évidence dans ces dépôts. La sédimentation est diachrone : d’âge barrémien moyen à aptien basal à l’Ouest du Bassin de Mons (y compris dans le célèbre « Cran aux Iguanodons » de Bernissart), albien supérieur sensu stricto et turonien à l’Est du bassin. De plus, les sédiments à faciès wealdien de l’Est du Bassin de Mons renferment une faune, flore et minéralogie d’origine mixte : continentale et marine. Nous en concluons que l’utilisation du terme « faciès wealdien » ne doit sous-entendre aucune implication temporelle ou paléoenvironnementale. Les sédiments à faciès wealdien ont subit une diagenèse précoce conduisant à la néoformation d’in- terstratifié illite-smectite latté, de sidérite, de pyrite et de paléosols. Forts de ces résultats, nous intégrons les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons dans leur cadre géologique local et régional. Localement, l’origine des phases minérales héritées serait à rechercher dans le Massif du Brabant et dans le Nord du Synclynorium de Namur. Régionalement, une comparaison avec les coupes de référence de l’Ile de Wight (Angleterre) est envisagée, notamment du point de vue de la stratigraphie séquentielle. Les sédiments à faciès wealdien des deux régions sont déposés lors de cortèges transgressifs et de haut-niveau marin. Le dépôt et la conservation des sédiments à faciès wealdien dépendent de l’action cumulée et contemporaine de plusieurs conditions géologiques : (1) une déformation lithosphérique à composante verticale dans les régions alimentant l’aire de dépôt, (2) une subsidence locale ou régionale dans les aires de dépôt, (3) un cortège transgressif ou de haut niveau marin au troisième ordre et (4) l’absence de diagenèse ulté- rieure dans le sédiment. L’histoire géologique détaillée des sédiments à faciès wealdien requiert la mise en œuvre de plusieurs méthodes et l’intégration des résultats de chaque méthode : la pluridisciplinarité et les échanges interuni- versitaires trouvent dans cette démarche toute leur justification.

Mots-clés : faciès wealdien, datation, palynologie, pollen d’affinité angiospermienne, minéralogie, diagenèse, Belgique, Bassin de Mons, Ile de Wight. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Abstract

The “Wealden facies” of the Mons Basin has been studied using a multidisciplinary approach including detailed observations of old and new borehole core and quarry sections, mineralogical and petrographic description, palynological determination, and radiometric or isotopic analyses. The “Wealden facies” of the Mons Basin has been precisely dated by using fossil pollen of angiosperm affinity and dinoflagellate cysts, described in these sediments for the first time. Sedimentation was diachronous, dating from the middle Barremian to earliest Aptian in the Western part of the basin (including in the famous “Cran aux Iguanodons” de Bernissart) ; Late Albian sensu stricto and Turonian in the Eastern part of the basin. Moreover, these sediments contain fauna, flora and mineralogy from continental and marine origins. We therefore recommend to use the term “Wealden facies” to define a facies, regardless of any temporal or paleoenvironmental implications. The “Wealden facies” of the Mons Basin has been affected by an early diagenesis leading to the formation of illite-smectite mixed-layers with lath morphology, siderite, pyrite and paleosoils. This multidisciplinary approach allows us to fit the “Wealden facies” of the Mons Basin into a local and regional context. Locally, the origin of the inherited minerals is found in the Brabant Massif and in the Northern part of the Namur Synclynorium. Regionally, we compare these sediments with the reference “Wealden facies” of the Isle of Wight (England). We suggest that the “Wealden facies” of the both areas have been deposited during third order Transgressive and Highstand Systems Tracts. The deposition and the preservation of the “Wealden facies” resulted from four concurrent geological conditions : (1) vertical upward lithospheric deformation in the source area, (2) local or regional subsidence in the deposition area, (3) third order Transgressive or Highstand Systems Tract, and (4) lack of significant later diagenesis in the sediment. The detailed knowledge of the geological story of the “Wealden facies” requires a multidisciplinary study. Active collaborations between universities and research units are therefore strongly encouraged.

Keywords : Wealden facies, dating, palynology, pollen of angiospermian affinity, mineralogy, diagenesis, Belgium, Mons Basin, Isle of Wight. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Chapitre 1

Introduction

Les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons (Belgique) sont exploités par l’industrie depuis le Moyen Âge. Ils sont mentionnés scientifiquement pour la première fois en 1849. La découverte, à la fin du XIXe siècle, des célèbres Iguanodons de Bernissart dans des sédiments à faciès wealdien eût un retentissement mondial. Cependant, les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons restent assez méconnus. Aucune succession géolo- gique complète n’est reprise dans la littérature. Leur âge demeure imprécis (du Jurassique supérieur au Turonien). Leur contenu minéralogique et l’origine de leurs constituants sont incertains. Notre connaissance de leurs environnements de dépôt est encore très approximative. La diagenèse ayant affecté ces sédiments n’a jamais été abordée. Ce travail ambitionne d’apporter quelques précisions à ces lacunes en étudiant soit un nouveau matériel issu de carottes de forages provenant de prospections géologiques récentes et d’exploitation en cours, soit d’anciens échantillons aujourd’hui stockés à l’Ins- titut Royal des Sciences naturelles de Belgique. Après cette introduction, nous rappellerons l’état des connaissances relatives aux sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons et, de façon plus générale, du Nord-Ouest européen. Nous mentionnerons ensuite les sites étudiés et nous décrirons les différentes métho- dologies utilisées dans ce travail. Chaque site fera alors l’objet d’une étude pluridisciplinaire visant à préciser, au moyen d’une succession géologique la plus complète possible, l’âge des sédiments à faciès wealdien, leur minéralogie et leur environnement de dépôt. Plusieurs implications seront déduites des résultats obtenus. Nous intégrerons enfin les sédiments à faciès wealdien dans leur canevas géologique à différentes échelles. Nous envisagerons une interprétation en termes de stratigraphie séquentielle et nous comparerons notamment les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons avec ceux d’une coupe de référence située sur l’Ile de Wight (Sous-bassin du Wessex, Angleterre). Nous concluerons en mentionnant les conditions nécessaires au dépôt et à la conservation des sédiments à faciès wealdien. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Chapitre 2

Les sédiments à faciès wealdien dans le Nord-Ouest européen : état des connaissances

Ce chapitre résume l’état des connaissances relatives aux sédiments à faciès wealdien, inté- grées dans le contexte géologique du Bassin de Mons et du Nord-Ouest européen.

2.1. Terminologie

Le terme « wealdien » a été appliqué pour la première fois en 1822 pour définir la formation « Weald Clay » affleurant dans la région du Weald (comtés du Sussex, Kent et Surrey) en Angleterre (Conybeare & Phillips, 1822). Dès 1828, le terme « Wealdien » fait son apparition en France pour mettre en parallèle les niveaux argileux à lignites du Boulonnais avec ceux du Weald (Rozet, 1828). La forme francisée « Veldien » a également été utilisée (Graves, 1847). En Belgique, la première attribution de sédiments au « Wealdien » date de 1849. Les Argiles d’Hautrage sont alors associées à « quelque partie de la formation wealdienne » (Dumont, 1849). Dans ce travail, nous mentionnerons parfois les « sédiments à faciès wealdien » par « faciès wealdiens » (au pluriel) bien que dans ce dernier cas, une discussion puisse être envisagée concernant l’emploi du pluriel. Peut-être serait-il plus approprié, dans certains cas, d’utiliser le terme « faciès wealdien » (au singulier) ?

2.2. Aperçu sur les faciès wealdiens dans le Nord-Ouest européen (hors du Bassin de Mons)

Dans le Nord-Ouest de l’Europe, les sédiments à faciès wealdien sont présents en Angle- terre, France, Allemagne, Pays-Bas et Belgique (Allen & Wimbledon, 1991). Les sédi- ments de Belgique seront détaillés par la suite ; nous résumerons les autres occurrences ci-dessous. Nous insisterons sur les Sous-bassins du Weald et du Wessex qui contiennent des coupes de référence des faciès wealdiens. www.academieroyale.be

18 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen

2.2.1. Sous-bassins du Weald et du Wessex (Angleterre)

Les faciès wealdiens y forment des sédiments continentaux et lagunaires, dans lesquels s’intercalent localement des niveaux riches en flores et faunes marines (Allen, 1989). L’activité tectonique des Bassins du Weald et du Wessex peut être divisée en trois grandes phases (Chadwick, 1993 ; Underhill, 1998 ; Butler, 1998 ; Hawkes, 1998 ; Vandycke, 2001 ). Nous détaillons cette activité ci-dessous, dans la mesure où nous y ferons ultérieur- ment référence. Tout d’abord, on distingue une période de subsidence liée à la formation d’un rift du Jurassique supérieur au Crétacé moyen suivie par une subsidence thermique au Crétacé supérieur, conséquence de la phase de rifting. Une inversion des failles normales préexis- tantes est enfin mise en évidence à partir de la fin du Crétacé supérieur. Les importantes épaisseurs de sédiments à faciès wealdien sont préservées dans des zones subsidentes, contrôlées par des failles synsédimentaires initiées par un épisode de rifting. Dans le cadre de ce travail, nous utiliserons les coupes de l’Ile de Wight du Sous- bassin du Wessex (Kent, 1949) comme coupes de référence.

L’Ile de Wight (Bassin du Wessex) Affleurements Les faciès wealdiens de l’Ile de Wight affleurent au Nord-Est de Sandown et au Sud-Est de Freshwater (figure 1). Sur l’île, ils sont également reconnus dans le sondage profond d’Ar- reton (Falcon & Kent, 1960).

Lithologie Les faciès wealdiens de l’Ile de Wight se divisent en deux Formations, de bas en haut (Stewart, 1981b) : la Formation du Wessex et la Formation de Vectis. La Formation du Wessex ou Wealden Marls comprend 520 mètres d’épaisseur dont uniquement environ 180 mètres actuellement à l’affleurement, le reste ayant été reconnu en sondage. Elle est constituée de sédiments de plaine alluviale, essentiellement des argiles de couleurs variables à nodules carbonatés et des grès à stratifications entrecroisées (Daley & Stewart, 1979 ; Stewart, 1981b ; Insole & Hutt, 1994). La Formation de Vectis (ou Wealden Shales – 60 mètres d’épaisseur) est formée de 3 membres (Stewart et al., 1991 ; Wach & Ruffell, 1991) : Membre de Cowleaze Chine, Membre de Barnes High Sandstones et Membre de Shepard’s Chine. Le Membre de Cowleaze Chine est constitué essentiellement d’alternances millimétri- ques à centimétriques de grès, siltites et argiles peu bioturbées et foncées, assez riches en ostracodes, gastéropodes et bivalves, déposées dans un lagon distal à eau saumâtre. Le Membre de Barnes High Sandstone se compose de plusieurs niveaux imbriqués de grès jaune à gris, interprétés comme une barre fluviatile. www.academieroyale.be

les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 19

Arreton

Fig. 1. – Carte géologique simplifiée de l’Île de Wight (d’après Insole et al., 1998). Les affleurements de faciès wealdiens et la localisation du forage d’Arreton sont mentionnés.

Le Membre de Shepherd’s Chine est formé de sables, silts et argiles gris, à bases érosives ; l’environnement de dépôt est un lagon soumis aux influences des tempêtes.

Stratigraphie La Formation du Wessex n’a pas fourni un matériel susceptible de la corréler avec les divisions marines standards et seuls les rares ostracodes et mollusques revêtent un intérêt stratigraphique (Allen & Wimbledon, 1991). Les éléments stratigraphiques suivants sont utilisés et permettent d’établir une stratigraphie locale (figure 2). À partir de corrélations lithologiques avec les sédiments riches en mollusques et ostracodes du Bassin du Weald, il semble que la base de la Formation du Wessex soit d’âge valanginien basal (Morter, 1984 ; Allen, 1989). En se référant aux grains de pollen d’affinité angiospermienne et aux corrélations lithologiques avec les séquences marines de l’Est de l’Angleterre, la limite entre le Valanginien et l’Hauterivien est située dans la partie supérieure de la Formation du Wessex (Hughes & McDougall, 1990), c’est-à-dire la partie inférieure de la formation actuellement à l’affleurement. Sur la base des dinoflagellés et de corrélations lithologiques, le niveau Pine Raft, situé dans la partie la plus supérieure de la Formation du Wessex (= partie moyenne de la Formation actuellement à l’affleurement), correspond approximativement à la limite Hauterivien-Barrémien (Harding, 1986 ; Hughes & McDougall, 1990). La faune d’ostracodes suggère que la partie inférieure de la Formation de Vectis est d’âge barrémien supérieur (Anderson, 1967). www.academieroyale.be

20 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen NORTHWESTERN EUROPE

FRANCE ENGLAND MARINE ENGLAND FRANCE BELGIUM & NETHERLANDS NETHERLANDS POLAND DENMARK STAGES RHINELAND (Wessex (Weald (Paris SWITZERLAND (W. basin) - GERMANY (Bornholm)

ARDENNES basin Vlieland sud-basin) S. Midl. sud-basin) (Boul.) basin) (Jura) (L. Saxon b’n) MAGNETO -CHRON ? (marine) APTIAN (marine) (marine) Hautrage (part) ? m ﬁssicostatus ? ? VECTIS CMO 119(125) bidentatum UPPER Sables et Nehden F’M myr BP argiles panachées BARREM WEALD & P CLAY Sables de Perthes Coarse Pine -IAN (132 myr etc. (m) Bernissart ? WEALDEN Q. Grit Raft BGS Bed 5 BP) ? Sables de LOWER Châteaurenard pockets p,v HAUTERIV WEALD Château Landon CLAY Gres de Puiselet -IAN & equivalents WEALD CLAY ? (m) (135 myr ? WESSEX BP) UPPER Sables FORMATION TUNBRIDGE de WELLS Griselles (marine) (marine) (marine) FORMATION & G Clay equivs. VALANGIN LOW. T. WEALDEN -IAN WELLS F’M other JYDEGARD WADHURST pockets FORMATION FORMATION ? WEALDEN (type)

Platylenticeras HASTINGS BEDS hiatus Platylenticeras Platylenticeras LOWER CRETACEOUS CM (m) 14 ASHDOWN 6 OSTERWALD otopeta otopeta MEMBER oooo 5 oooo ppp CM 135 (141) ppp ? ppp Z B R myr BP ? 15 E Y FORMATION Fm. de Vions 4 oooo oooo “Transitional A (marine ? ) NYKER GROUP R “PURBECK” boissieri fauna BÜCKEBURG to Z

UPPER CM boissieri Z layers” 3 MEMBER ooo Br.Sh.L ooo R ooo ? o o o o Y 16 A Fm.Pierre Châtel ? ppp I Greys Lm. pp N occitanica 2 ROBBEDALE Scallop Bed A oooo fauna o o o o to Y oooo I ooo spasskensis FORMATION “Intermediate “WEALDEN” FMN 1 Cinder Bed S A Cinder Beds ? “PURBECKIAN” X ? ? UPPER posticalis CM N posticalis Series” ? M6 a Serpulite rjasanensis op I ooo posticalis ? posticalis

PURBECK

MIDDLE

Class. decl. 17 occitanica runctoni Class. decl. Pur Class. decl. Class. decl. A PURBECK ? oooo to X oooo Gyps. hiatus ? RABEKKE

SANDS N WHITCH LOWER KATZBERG FORMATION oooo ooo grandis ? “PURBECKIAN” PURBECK PURBECK (type) C.Freest.ppp CM ppp] PURBECK MEMBER

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MÜNDER MERGEL FMN U. JUR. WE Tethyan Boreal Interpr. Interpr. NW SE A B (S.Weald only)

Fig. 2. – Synthèse stratigraphique des faciès wealdiens dans le Nord-Ouest européen (d’après Allen & Wimbledon, 1991).

Sur la base d’arguments paléomagnétiques, la partie supérieure du Shepherd’s Chine Member (partie supérieure de la Formation de Vectis) pourrait être d’âge aptien basal (Kerth & Hailwood, 1988). À partir des faunes marines, la base de l’Atherfield Formation sus-jacente appartient à la Zone d’ammonites fissicostatus, d’âge aptien basal (Ruffell & Wach, 1998).

Bassin du Weald

La figure 2 résume les données stratigraphiques relatives aux sédiments à faciès wealdien du Bassin du Weald. Ils sont d’âge berriasien supérieur à aptien basal (Allen & Wimbledon, 1991), à partir d’arguments déduits de la faune (ostracodes, mollusques et vertébrés), de la microflore (dinoflagellés, palynomorphes), de datations radiométriques sur du matériel volcanique et de corrélations lithologiques régionales.

2.2.2. France

Dans le Nord de la France, le terme « Wealdien » est appliqué à un ensemble de sédiments essentiellement continentaux, présentant des faciès variés, intercalés entre le Jurassique www.academieroyale.be

les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 21 terminal et les terrains attribués au Barrémien, ou en leur absence les premières couches marines de l’Aptien-Albien (Médioni & Robaszynski, 1980). Plus précisément, les faciès wealdiens sont post-portlandiens à anté-aptiens (Abrard, 1937 ; Allen, 1955) et localement épais de plus de 100 m dans le Pays de Bray. Ils sont barrémiens supérieurs à aptiens inférieurs (Herngreen, 1971) et épais d’environ 20 mètres au maximum dans le Boulonnais (Médioni & Robaszynski, 1980). Ils se présentent sous la forme de remplissage de karsts et de puits naturels (par exemple le « torrent d’Anzin », le puits naturel de Vieux-Condé, les karsts de la carrière de Bettrechies et les « poches » de Féron-Glageon et de Fourmies) sur la bordure ardennaise (Levet-Carette, 1966 ; Hatrival, 1969 ; Waterlot, 1970 ; Blondeau, 1987). Il sont enfin connus en sondages uniquement, sous la forme de sédiments continentaux et d’intercalations marines datant du Berriasien (Rusciadelli, 1999), de l’Hauterivien et du Barrémien dans le Sud-Est du Bassin de Paris (Buissart, 1989) bien que des études récentes suggèrent une révision de certaines attributions stratigraphiques (Ferry et al., 2001a).

2.2.3. Allemagne et Est des Pays-Bas

Environ 500 mètres de sédiments argilo-sableux (habituellement divisés en six zones – W1 à W6) sont connus dans les régions d’Hanovre et Adorf-Osnabrück (Allen, 1955). Les sédiments se seraient déposés dans des environnements de plaines alluviales et deltaïques (Pelzer, 1998). Ces faciès wealdiens ont été récemment attribués au Berriasien supérieur – Valanginien inférieur sur base du contenu micropaléontologique (Strauss et al., 1993 ; Elstner & Mutterlose, 1996).

2.2.4. Ouest des Pays-Bas

Près de 1000 mètres d’argiles bigarrées silteuses (non-fossilifères) et de sables blanchâtres à ocres sont connus à l’Ouest des Pays-Bas (Haanstra, 1963). L’âge de ces sédiments est compris entre l’Oxfordien supérieur et le Valanginien inférieur.

2.3. Les sédiments à faciès wealdien dans le Bassin de Mons

Nous décrirons tout d’abord les contextes géographique, tectonique et lithostratigraphique du Bassin de Mons. Nous dresserons ensuite un bref historique des faciès wealdiens du Bassin de Mons. Nous préciserons enfin l’état actuel des connaissances relatives aux faciès wealdiens dans le Bassin de Mons. www.academieroyale.be

22 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen

2.3.1. Le Bassin de Mons

Nous rappellons ci-dessous quelques caractères principaux du Bassin de Mons.

Localisation Le Bassin de Mons forme une digitation d’une quarantaine de kilomètres de long, sur une dizaine de kilomètres de large, à la bordure NE du bassin anglo-parisien (Marlière, 1939b ; Marlière, 1965). Le Bassin est conventionnellement limité par l’extension des dépôts turoniens. Il est constitué (figure )3 de sédiments méso-cénozoïques discordants sur un soubassement dévono-carbonifère plissé et faillé au cours de l’orogenèse varisque (Marlière, 1970). Ce soubassement est formé de l’Allochtone Ardennais au Sud, qui repose en contact anormal sur le Parautochtone Brabançon au Nord, par l’intermédiaire d’un chevauchement globalement Sud-Nord (Gosselet, 1869 ; Meilliez & Mansy, 1990 ; Meilliez et al., 1991). Au cours du Crétacé inférieur, le Bassin de Mons est situé à une latitude d’environ 35°N (Masse et al., 2000).

Tectonique Le Bassin de Mons est le résultat d’un contexte structural original où « subsidence karstique » et « subsidence tectonique » s’associent et/ou se succèdent (Dupuis & Vandycke, 1989). D’une part, la dissolution partielle et locale d’épais niveaux d’anhydrites a engendré des effondrements localisés, appelés failles circulaires, chaudrons subsidents et puits naturels (Delmer, 1972 ; Delmer, 1977 ; Delmer & VanWichelen, 1980 ; Delmer et al., 1982 ; Dupuis & Vandycke, 1989). La formation des « poches » kilométriques, dans lesquelles sont piégés les faciès wealdiens recouverts par les sédiments de l’Albien et du Crétacé supé- rieur, serait attribuée à la dissolution complète et locale des anhydrites profondes (Delmer et al., 1982 ; Dupuis & Vandycke, 1989). D’autre part, de récentes études démontrent qu’à partir de l’Albo-Cénomanien, la subsidence s’explique par une tectonique en contexte globalement extensif qui réactive des failles anté-crétacées et entraîne le déplacement des centres de subsidence (Vandycke et al., 1991). Le Bassin de Mons aurait alors fonctionné comme un bassin de type transcurrent.

Lithostratigraphie La colonne lithostratigraphique et l’allure générale simplifiées du Bassin de Mons sont reprises à la figure 4. Récemment, Robaszynski (1975a) et Robaszynski et al. (2001) ont revu et précisé la lithostratigraphie des sédiments mésozoïques du Bassin de Mons (figure 5) ; nous utiliserons la nomenclature définie par ces derniers travaux dans le cadre de cette thèse. La sédi- mentation, contrôlée par les fluctuations relatives du niveau marin, y débute par les dépôts du Groupe du Hainaut ou sédiments à faciès wealdien. Elle se poursuit par les sédiments du Groupe de la Haine, localement appelés sédiments de la « meule ». www.academieroyale.be PA A. YS-BAS les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 23 Campine

60 km Brabant Massif Bruxelles

Liège

Synclinorium Mons Bassin Namur Synclinorium Holocene Stavelot Massif Dinant Synclinorium Pleistocene ALLEMAGNE Pliocene Miocene & Oligocene nne Paleocene & Eocene e ArdArdenne Cretaceous Rocroi Massif Jurassic Rocroi Massif SerpontMassif Permo-Trias FRANCE Late Carboniferous Givonne Massif Early Carboniferous

Middle and Late Devonian Gaume LUXEMBOURG Early Devonian Silurian & Ordovician Cambrian

3°25’ 3°30’ 3°35’ 3°40’ 3°45’ 3°50’ 3°55’ 4°00’ W 4°05’ 4°10’ 4°15’ 4°20’ LÉGENDE Faculté Polytechnique de Mons Service de Géologie Fondamentale et Appliquée Mer du Nord B. NED. 1999 e nn Se Quaternaire Bruxelles

ATH DEUTCH. Mons Bartonien BELGIQUE re E E Dend s Petite c Lédien a u t FRANCE tte

LUX. e 50°35’ canal n NIVELLES 50°35’ Lutétien 100 Km D n en SOIGNIESe dre S Yprésien

canal CENOZOIQU Thanétien PlateauPlateau HennuyerHennuyer Sélandien Danien LeLe RoeulxRoeulx

ca 50°30’ 50°30’ Maisières nal Harchies Baudour St-DenisSt-Denis Harchies LaLa LouvièreLouvière n to Hautrage Ghlin RégionRégion dudu ié Maastrichtien Bernissart StrépyStrépy CentreCentre P canal PommeroeulPommeroeul MONS Sénonien Haine "Pays-Bas""Pays-Bas" HennuyerHennuyer Turonien

H Scarpe t

a 50°25’ u 50°25’ in a Cénomanien

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o E MESOZOIQUE Albien u ille faciès wealdiens Anzin Haut-PaysHaut-Pays E

a VAVALENCIENNESLENCIENNES u d

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bre re N 50°20’ N N 50°20’ N Bettrechies Sam Silésien

Dévonien inf.

MAUBEUGEMAUBEUGE PALEOZOIQUE

50°15’ Faille du Midi

50°15’ Thudinie bre Sam H a nte s 0 1 2 3 4 5 frontière Km politique 3°25’ 3°30’ 3°35’ 3°40’ 3°45’ 3°50’ 3°55’ 4°00’ W 4°05’ 4°10’ 4°15’ 4°20’

Fig. 3. – A. Carte géologique simplifiée de la Belgique. – B. Carte géologique schématique du Bassin de Mons (d’après Baele, 2002, modifié). Les « poches » à faciès wealdiens sont localisées sur le bord Nord du bassin. www.academieroyale.be A

Bougnies Héribu Mons Maisières 24 les sédiments à faciès wealdien dans le nordMaastrichtien-ouest européen S Campanien N Eocène Santonien SY Paléocène Coniacien Tu W Y Trouille S Haine AY i c. 300 id ST la M u CM CS F. d C TC N C TS C O S C M CS T C C 200 CN V S CO C CT Namurien Viséen m CSV Namurien 100

Dévonien Westphalien 01230 inférieur Km

B chronostratigraphie lithostratigraphie

loess graviers Q : Quaternaire sables QUAT.

LUTETIEN sables

YPRESIEN sables SY : sables yprésiens argiles AY : argiles yprésiennes -53

TERTIAIRE THANETIEN sables glauconifères ST : sables thanétiens

-... SELANDIEN -... ? marnes, calcaires lac. : couches lacustres calcaire CM : Calcaire de Mons

PALEOCENEDANIEN EOCENE tuffeau TC : Tuffeau de Ciply -65 tuffeau TSS : Tuffeau de St-Symphorien MAASTRICHTIEN craie phosphatée CC : Craie de Ciply -72 CS : Craie de Spiennes

CN : Craie de Nouvelles CAMPANIEN CO : Craie d’Obourg

SENONIEN craie blanche CT : Craie de Trivières -83 SANTONIEN CSV : Craie de St-Vaast -87 CONIACIEN CM : Craie de Maisières -88 calcarénite glauconifère craie à silex TURONIEN marne à chailles Tu : Turonien -91 marnes CRETACE

SECONDAIRE CENOMANIEN calcaires, conglomérats -96 conglomérats, spongolithes, gaizes, ... ALBIEN

sables, argiles, graviers lacune -108 W : faciès wealdiens arrêt de APTIEN sédimentation -114.106 a BP

Fig. 4. – A. Coupe approximativement méridienne dans le « synforme » (Marlière, 1977) du Bassin de Mons ; exagération verticale = × 10. – B. Colonne lithostratigraphique simplifiée du Bassin de Mons (d’après Baele, 2003, repris et modifié de Marlière, 1970 et de Dupuis & Vandycke, 1989). www.academieroyale.be MONS BASIN Stage Sub- stage west east

SAINT SYMPHORIEN Fm.

MAASTRICHTIAN CIPLY -MALOGNE PHOSPHATIC Fm.

SPIENNES Fm.

NOUVELLES Fm. CAMPANIAN OBOURG Fm. CHALK GROUP

TRIVIERES Fm.

SANTONIAN SAINT -VAAST Fm. CONIACIAN MAISIERES Fm. SAINT DENIS Fm. HAUTRAGE Fm. U HAUTRAGE Fm. THIEU Fm. VILLE POMMEROEUL Fm. SAINT THULIN Fm. e conglomerate Bed PIERRE TURONIAN M eug Maub Fm L THIVENCELLES Fm. ed U nglomerate B Mons co CENOMANIAN M M-s-R BERNISSART Fm. L Hautrage Bed Tournai Bed sands VRAC BRACQUEGNIES Fm.

U CATILLON Fm. & HARCHIES Fm. "meules" ALBIAN HAINE GROUP POMMEROEUL Fm. M

L pebbles

LOWER HAUTRAGE Fm. CRETACEOUS BAUDOUR Fm. and SAINTE BARBE Fm. UPPER JURASSIC

Fig. 5. – Stratigraphie des sédiments mésozoïques du Bassin de Mons (d’après Robaszynski et al., 2001). On remarquera la large gamme d’âges pour les sédiments à faciès wealdiens (Formation des Graviers de Saint-Pierre, Formation des Argiles d’Hautrage, Formation des Argiles de Baudour et Formation des Argiles de Sainte-Barbe). www.academieroyale.be

26 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen

2.3.2. Les faciès wealdiens dans le Bassin de Mons

Après une brève introduction historique, nous présentons les occurrences, la lithostratigraphie et la minéralogie des faciès wealdiens du Bassin de Mons.

Historique Les faciès wealdiens du Bassin de Mons sont connus formellement depuis le début du XIXe siècle. Nous reprenons brièvement ci-dessous les principales étapes de leur décou- verte (Cornet, 1899). Ce fut d’Omalius qui, le premier, signala ce qu’il appela les argiles d’Hautrages, mais l’illustre fondateur de la géologie belge n’eut pas l’occasion de déterminer la place de ces dépôts dans la série stratigraphique. Il les confondit successivement avec les argiles tertiaires (1842) et avec les dièves turoniennes (1853). Dumont reconnut leur véritable position entre les terrains primaires et les assises les plus anciennes du crétacé marin, mais il se trompa en plaçant au même niveau les sables d’Aix-la- Chapelle, dont il fit le type du système aachénien, qu’il rapprochait du Wealdien anglais. On sait que les sables d’Aix-la-Chapelle occupent une position bien plus élevée dans la série que l’Aachénien du Hainaut. En 1866, F.-L. Cornet et A. Briart publièrent une description détaillée de l’Aachénien du Hainaut ; ils conclurent en attribuant son origine aux actions destructives des phénomènes météoriques sur les roches primaires soulevées en montagnes par le ridement du Hainaut. Ces actions ont commencé à la fin de la période houillère et se sont continuées jusqu’à l’époque où la mer a envahi la contrée, à l’époque de la meule de Bracquegnies.

Regroupés dans le passé sous les appellations de Aachénien, Aachénien du Hainaut, Bernissartien, Wealdien, Groupe (continental) du Hainaut, Groupe continental infra- crétacé, Groupe infra-crétacé du Hainaut, Groupe du Hainaut, les faciès wealdiens du Bassin de Mons ont déjà fait l’objet d’études résumées dans plusieurs notes durant la première partie du XIXe siècle (Cornet, 1927a, 1927b, 1927c ; Marlière, 1934, 1945, 1946). Depuis cette époque, rares sont les études qui ont amélioré la connaissance de ces sédiments. Seules ont été publiées les descriptions de quelques nouveaux forages (Robaszynski, 1975b) ayant recoupé des faciès wealdiens dans des régions où leur présence était suspectée. Préciser l’âge des faciès wealdiens du Bassin de Mons constituera un des objectifs de ce travail. Les faciès wealdiens du Bassin de Mons ont déjà fait l’objet de plusieurs tenta- tives de datation. Dès le début du siècle passé, Van den Broeck (1900) conclut 1 : […] M. Van den Broeck s’est adressé aux éléments publiés de la faune de Bernissart 2 et les a consciencieusement analysés dans leur degré d’évolution, ainsi que dans leurs affinités avec la faune des divers échelons de l’échelle stratigraphique générale. À sa grande surprise, il y a constaté des affinités jurassiques si frappantes, si péremptoires, que la conclusion s’impose d’elle-même, fournie par l’évidence des faits. La faune de Bernissart est absolument jurassique et dénote un degré d’antériorité par rapport à la faune wealdienne typique. Cette faune appar-

1 Nous reprenons une copie du texte de l’auteur, y compris les termes en gras et en majuscules. 2 Ceci correspond à la faune extraite à 322 et 356 mètres de profondeur dans la Fosse Sainte-Barbe de Bernissart. www.academieroyale.be

les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 27

tient au Portlandien Supérieur et ne peut remonter plus haut que le faciès terminal d’érosion de celui-ci, c’est-à-dire au Purbeckien. Bernissart est donc – s’il n’est pas même plus ancien – l’équivalent des dépôts jurassiques du Purbeck et du faciès jurassique aquilonien […]. La question peut, dès aujourd’hui, être considérée comme RESOLUE, que le Bernissartien est antérieur à l’horizon des sables de Hastings et que son correspondant stratigraphique ne peut se trouver plus haut que le Purbeckien du sud-est de l’Angleterre et que son équivalent l’Aquilonien des régions septentrionales européennes (Russie, etc.).

À la même époque, Cornet (1899) remarque toutefois : On ne peut se borner à voir dans l’Aachenien du Hainaut une sorte d’équivalent continental du Néocomien. Il peut renfermer des dépôts d’âges très différents, puisqu’ils ont pu se former à des dates très diverses du temps qui sépare le ridement du Hainaut de la transgression albienne et cénomanienne. […] Lorsqu’on découvrit le gisement de Bernissart, on crut devoir le considérer comme wealdien, mais au lieu de se borner à placer dans cet étage les argiles du puits naturel de la fosse Sainte-Barbe, on n’hésita pas à qualifier de wealdien l’ensemble des dépôts aachéniens du Hainaut alors qu’il est certain, par exemple, que la flore de La Louvière a un caractère sensiblement différent de celle de Bernissart.

Ces deux citations résument les différents états d’esprit dans lesquels ont généralement été menées les précédentes études stratigraphiques relatives aux faciès wealdiens du Bassin de Mons. D’une part, certains auteurs rassemblent tous les sites à faciès wealdien dans le groupe « Wealdien » ou « Bernissartien ». Dès lors, sur les bases de corrélations lithologiques, de macrofaunes et de macroflores les reliant au « Wealdien » anglais, les faciès wealdiens dans leur totalité sont attribués au Jurassique supérieur (VandenBroeck, 1900), au « Néoco- mien » (Pelzer & Wilde, 1987 ; Vakhrameev, 1991), au Jurassique supérieur – Néocomien (Marlière, 1954), au Berriasien – Aptien Inférieur (Robaszynski, 1975a ; Bultynck, 1989), au Berriasien – Aptien (Delcourt & Sprumont, 1955), ou encore à l’Aptien supérieur – Albien inférieur (Allen, 1955). D’autre part, l’éventualité d’âges variables pour les sédiments à faciès wealdien de différents sites du Bassin de Mons est suggérée. Sur cette dernière base, quelques auteurs ont proposé les âges suivants : Hauterivien – Barrémien pour Bernissart et Aptien (late Early or early Late Aptian) pour Hautrage (Allen & Wimbledon, 1991), un peu plus récent que le Valanginien – Hauterivien pour Bernissart (Marlière, 1970), Valanginien pour Bernissart, Hauterivien pour Baudour et Hauterivien -Barrémien basal pour Hautrage (Médioni & Robaszynski, 1980). Marlière (1954) ajoute : […] de nombreuses accumulations continentales [= sédiments à faciès wealdien] sporadiques sont stériles, simplement encadrées entre le socle primaire d’une part, et les couches marines crétacées ou même tertiaires d’autre part : il n’est donc pas exclu que certains de ces dépôts puissent représenter des épisodes continentaux divers ayant engendré des faciès homéomorphes de ceux du Wealdien, et dont l’âge exact peut être difficilement établi sans le secours de la paléontologie.

Le fréquent regroupement des sédiments à faciès wealdien dans un ensemble « Weal- dien » et l’absence (?) de faunes et flores favorables aux datations biostratigraphiques, ont www.academieroyale.be

28 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen jusqu’à présent compromis toute approche détaillée de la question. Les faciès wealdiens du Bassin de Mons restent donc très mal datés (Robaszynski et al., 2001), couvrant une période allant du Jurassique supérieur au Turonien (figure 5). D’un point de vue paléobotanique, l’évolution lente du monde végétal dans la période qui couvre le Jurassique supérieur et l’infra-Crétacé ne laisse pas l’espoir de plus de préci- sion (Robaszynski, 1975a). Un premier inventaire du contenu palynologique (spores et grains de pollen) des faciès wealdiens du Bassin de Mons a toutefois été fourni dès 1955, 1956 (Delcourt & Sprumont, 1955 ; Delcourt & Sprumont, 1956) et revu en 1963 (Delcourt et al., 1963). D’autres travaux palynologiques (Delcourt, 1957 ; Delcourt, 1959 ; Delcourt, 1959 ; Levet-Carette, 1966) concernent des faciès wealdiens piégés dans les karsts et puits naturels du Nord-Est de la France. Ces auteurs ont publié une liste de taxons trouvés dans plusieurs localités du Bassin de Mons sans en déduire de réelles implications stratigraphiques (seul un âge « Wealdien » est suggéré) ou paléoécologiques. Depuis cette époque, pionnière en matière de palynologie du « Wealdien », aucune nouvelle étude n’a amélioré notre connaissance du sujet. Little has been published on Belgian and French Purbeck-Wealden strata. Work by Delcourt & Sprumont (1955, 1959) was pioneering but taxonomically inadequate. (Batten, 1996).

D’un point de vue macropaléontologique, les vertébrés continentaux rencontrés dans les faciès wealdiens n’apportent pas, en l’état actuel de nos connaissances, de précisions stratigraphiques (Ph. Taquet in Robasynski, 1975). Dans le même temps, en Angleterre, aux Pays-Bas et en Allemagne, les affleurements et carottes de forage à faciès wealdien faisaient l’objet de plusieurs recherches, notamment à vocation stratigraphique (Allen, 1955 ; Hughes, 1955a ; Hughes, 1955b ; Batten, 1973 ; Hughes & Croxton, 1973 ; Hughes et al., 1979 ; Hughes & Harding, 1985 ; Harding, 1986 ; Harding, 1990 ; Hughes & McDougall, 1990 ; Allen & Wimbledon, 1991 ; Hughes et al., 1991 ; Hughes, 1994 ; Insole & Hutt, 1994 ; Ruffell & Batten, 1994).

Occurrences En Belgique, les faciès wealdiens sont connus dans trois conditions de gisement (Cornet, 1925 ; Cornet, 1927a ; Marlière, 1934a ; Marlière, 1946 ; Legrand, 1968 ; Robaszynski, 1975a ; Robaszynski et al., 2001). Tout d’abord, ils sont présents à l’affleurement et enfouis (figure 6) sous les couches albo-cénomaniennes, dans la bordure Nord du Bassin de Mons, d’Hautrage à l’Ouest jusqu’à La Louvière à l’Est ; ces dépôts constituent la Formation des Argiles d’Hautrage, la Formation des Argiles de Baudour et la partie inférieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre, Ensuite, ils sont reconnus en remplissages de karsts (Quinif et al., 2006) et puits naturels (figure 6) dans le Bassin de Mons (par exemple à Bernissart), l’Allochtone Arden- nais (par exemple à Courcelles, Bettrechies, Fleurus, Soignies, …) et le Parautochtone Brabançon (par exemple à Dottignies), regroupés à Bernissart dans la Formation des Argiles de Sainte-Barbe, www.academieroyale.be Gottignies Casteau Hautrage Baudour St-Denis Thieu les sédimentsGhlin à faciès wealdien dansLa le Louviè nordre -ouest européen 29 Harchies Bernissart Pommeroeul Maurage Saint-Ghislain Ghlin MONS Bray Flenu Bruxelles

Mons BELGIQUE

0 5 km FRANCE

Sédiments à faciès wealdien à l’affleurement forage carotté extension de en profondeur la meule puits naturel

Fig. 6. – Extension des faciès wealdiens, extension de la « meule » et localisations des puits naturels connus (d’après Marlière, 1939 ; Marlière, 1942 et Delmer & Van Wichelen, 1980, modifiés).

Enfin, ils affleurent et sont intercalés entre les couches albo-cénomaniennes et turoniennes, dans la partie Nord-Est du Bassin de Mons ; ils forment le « Cénomanien à faciès wealdien » sensu Gulinck (1974), assimilé à la partie supérieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre sensu Robaszynski et al. (2001).

Lithostratigraphie Une récente synthèse lithostratigraphique du Bassin de Mons suggère que le Groupe du Hainaut est divisé en 4 formations (Robaszynski et al., 2001) : Formation des Argiles de Sainte-Barbe, Formation des Argiles d’Hautrage, Formation des Argiles de Baudour, Formation des Graviers de Saint-Pierre. Nous détaillons ci-dessous le contenu de ces formations.

Formation des Argiles d’Hautrage Autrefois exploitée dans les nombreuses carrières de la région d’Hautrage, cette formation est aujourd’hui uniquement accessible dans la carrière Danube-Bouchon (voir chapitre 4). La Formation des Argiles d’Hautrage comprend des lithologies très variées : argiles blanches, rouges, noires, bariolées dans lesquelles s’intercalent de très nombreux lits et lentilles silto-sableuses blanchâtres et grisâtres ; ces sédiments sont fréquemment riches en matière organique, débris ligniteux, pyrite et sidérose.

Formation des Argiles de Baudour Elles sont actuellement inaccessibles et n’ont pas fait l’objet, à notre connaissance, de levés et échantillonnages détaillés. Si de nombreuses exploitations ont autrefois été creusées dans l’actuel Bois de Baudour, ces dernières sont aujourd’hui totalement remblayées ou www.academieroyale.be

30 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen ennoyées. Seules quelques photos (Casier, 1978) et quelques descriptions (Cornet, 1927a) témoignent de la présence d’argile noires, grises, blanches et rouges (l’argile grasse rouge étant appelée bolus par les exploitants). À notre connaissance, plus aucun échantillon de cette formation n’est conservé au Service Géologique de Belgique. Seuls de futurs travaux de prospection ou la reprise de collections « oubliées » fourniraient le matériel nécessaire à de nouvelles recherches… Lors des anciens travaux d’exploitation, un fragment osseux, appartenant à un dino- saurien (P. Godefroit, comm. pers.) a été découvert (S. Pirson & P. Carlier, comm. pers.) et est actuellement conservé chez un particulier.

Formation des Argiles de Sainte-Barbe Autrefois uniquement et très partiellement reconnue dans les célèbres fouilles ayant dégagé les Iguanodons de la fosse Sainte-Barbe de Bernissart, (au moins une partie de) la Forma- tion des Argiles de Sainte-Barbe a été recoupée par les forages BER 3 et BER 1 de Bernis- sart forés en 2002-2003 (Tshibangu & Dagrain, 1998 ; Tshibangu & Dagrain, 2001). La description préliminaire du forage BER 3 est reprise in Yans et al., 2005a. Il s’agit essentiellement d’argiles noires dans lesquelles s’observent de fines lamines silteuses brunâtres à blanchâtre. Cette Formation sera étudiée au chapitre 5.

Formation des Graviers de Saint-Pierre À notre sens, cette formation comprend deux parties : d’une part, les sédiments à faciès wealdien de la partie inférieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre ; d’autre part, les sédiments de la partie supérieure de la Formation, appelés également « Cénomanien à faciès wealdien » (Gulinck, 1974). Nous expliquerons au chapitre 6 les motivations de cette division.

Partie inférieure Dans la partie Est du Bassin de Mons, les faciès wealdiens sont essentiellement constitués de sables fins à grossiers plus ou moins argileux contenant localement des graviers, des galets érodés et de fortes teneurs en matière organique. Les stratifications entrecroisées y sont fréquentes. Ils ne sont connus que par le biais de descriptions de fondations d’ouvrage d’art (ascenseurs de Strépy-Thieu), de forages carottés (planchette 141W) et de fronts d’une ancienne carrière (carrière Bouchéï, également appelée carrière du Château Saint-Pierre). La localisation géographique de ces sites est reprise à la figure 7. En 1989-1990, le creusement des nouveaux ascenseurs de Strépy-Thieu a fourni une remarquable excavation dont les parois montraient la partie la plus supérieure des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons et de la « Meule » sus-jacente. La coupe, levée par F. Robaszynski et, indépendemment par J. Herman & E. Steurbaut, reste encore inédite ; elle sera reprise de façon schématique dans ce travail (figure 8). De nombreux échantillons de sédiments à faciès wealdien issus de forages carottés de l’Est du Bassin de Mons sont conservés au Service Géologique de Belgique. Dans la région www.academieroyale.be

les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 31

200 m Le Kéniau 404 Anc. Carr. Ch. St Pierre 472 Val Saint-Pierre 473 Résidence du Haut-Lieu

380 Ascenseur à bateaux en construction Coron d’En Colline Saint-Pierre Haut 470 Résidence Cité Sorgeon e d u Roland rs u ie e s Th hiriau n y- Le T 418 e p c s ré Les Aunois A St

T h i e u Canal

Fig. 7. – Localisation des sites où ont été étudiés des faciès wealdiens dans les environs de Thieu (Est du Bassin de Mons).

située à proximité de la carrière Bouchéï et des fondations de l’ascenseur, quatre forages ont été sélectionnés. Les figures 9, 10, 11 et 12 reprennent les logs de ces forages (archives du Service Géologique de Belgique). La légende utilisée est reprise à la figure 13. La carrière Bouchéï est aujourd’hui abandonnée. À défaut d’observations person- nelles, deux descriptions similaires dues à Marlière (1936) et Beugnies (documents inédits) seront utilisées dans ce travail (figure 14). Une compilation des occurrences des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons montre qu’une succession de 3 unités peut en être dégagée. Cette succession est particuliè- rement illustrée dans le forage 141W-472 (figure 11). L’unité 3, sommitale, est composée graviers et sables grossiers à fins, souvent blanchâ- tres, à débris ligniteux grossiers, dont le sommet contient localement des sables argileux ou silts foncés. www.academieroyale.be paliers m

32 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen

quaternary sands 50 ﬂints with sponge spicules "RABOTS" Micraster leskei siliceous nodules "FORTES TOISES" glauconitite "VERTS" glauconiferous sands conglomerate "TOURTIA" T U R O N I A 40 white, ﬁne sands sands with few glauconite lentide of sandstone

30 ammonites fossiliferous levels Trigonia elisae, T. daedalea

20 ammonites A L B I N sands more or less glauconious "GAIZES" with sandstone beds 10

conglomerate 0

coarse, white sands Unité 3 F A C I E S W E A L D N

Fig. 8. – Coupe dans les fondations des ascenseurs de Strépy-Thieu (d’après Robaszynski, inédit et Herman & Steurbaut, inédit). www.academieroyale.be

les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 33

N° 380 Éch. Palynologie Éch. + 82.74 m (m) limon brun limon gris brun non calcarifère G G G marne glauconifère Turonien 10 (ou glauconie marneuse) GGG 11 silt noir straticulé (+ lits de silt blanc) sable gris 20

sable gris grossier Unité 3 30

sable gris; pyrite à la base 40

45 silt noir +/- argileux wealdiens Faciès 50 silt noir Unité 2 argile noire (+ lentilles sableuses) 61 schistes gris micacés désagrégés Houiller

Fig. 9. – Succession lithologique du forage 141W-380 (d’après Gulinck, archives du Service Géologique de Belgique). Les faciès wealdiens sont composés de 2 unités lithologiques.

L’unité 2, intermédiaire, est formée d’argile localement silteuse, foncée et pyriteuse, à fréquents débris ligniteux. L’unité 1, basale, comprend des argiles noires à nodules de sidérose, dans lesquelles s’intercalent plusieurs niveaux rouges ou bigarrés.

Partie supérieure ou « Cénomanien à faciès wealdien » Le terme « Cénomanien à faciès wealdien » a été introduit par Gulinck en 1974 lors d’une campagne de forages carottés en vue de la construction des ascenseurs de Strépy-Thieu (Est du Bassin de Mons). Ce terme a ensuite été repris lors de nouvelles études géologiques www.academieroyale.be

34 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen

+ 56.72

Éch. Palynologie Éch. (m) limon alluvial tourbe limon / cailloux Quaternaire 10 sable noir hétérogène - ligniteux sable blanchâtre 15,5* lignite 20 sable chocolaté 21,0 lignite “Cénomanien quartzite à faciès wealdien” sable chocolaté 30 sable gris blanc hétéromorphe

40 id. + fragments ligniteux

G G sable siltoïde glaucon. + grès tendre G niveau coquillier 50 G G Formation de Bracquenies G sable très ﬁn, glauconifère G (vraconnien inférieur) G 60 G grès tendre 63,0 silt argil. noir

70 sable blanc grossier Unité 3 Faciès 80 wealdiens grès très altéré - sable d' altération grès micacé 90 schiste micacé pendage ~ 25° charbon schiste gris ferme 100 schiste noir très doux schiste gris Houiller grès micacé friable 110 charbon et schiste schiste décoloré 120 grès micacé grès altéré schiste charbonneux / sch. noir doux charbon schiste noir doux 130 grès micacé schiste très altéré grès siltoïde straticulé décoloré

* résultats d’après Roche in Robaszynski (1975)

Fig. 10. – Succession lithologique du forage 141W-418 G (d’après Gulinck & Laga, archives du Service Géologique de Belgique). Les faciès wealdiens sont composés d’une seule unité lithologique qui repose directement sur les schistes houillers. www.academieroyale.be

+ 106.61 (m) limon brun limon carbonaté

Éch. Palynologie limon bigarré G 10 G sable glauconifère Landénien G s. glauc. argileux "silex" noirs cariés à noyaux clairs friables 20 Rabots G s. glauconitique très arg. à noyaux durs G cailloux roulés Verts silt gris cailloux de phtanite Fm de Bracquegnies 30 G s. verdâtre t. ﬁn ± argileux s. gris. jaune t. ﬁn (vraconnien inférieur) sable quartz X + caillX de quartz et phtanite 40 sable blanchâtre hétéromorphe

50 gravillon de quartz et phtanite id. + gros sable s. gross. gris foncé t. légèr. argileux 60 s. gris hétérom. + fragments ligniteux s. blanc assez homogène id. + cailldX. e phtanite 70 sable ﬁnement graveleux Unité 3 sable hétérom. un peu graveleux 80 id. + gravillon de quartz et phtanite sable blanc. gris hétérom. ± débris ligniteux 90 sable blanc rosé hétérom. s. gris foncé + caillX et débris ligniteux Faciès wealdiens

100 sable blanc grisâtre s. grisâtre mi - gros 110 avec parties silteuses ? s. gris mi - ﬁn 115,5 argile gris - cendré - débris lign. - tub. pyr. 120 sable arg. gris foncé Unité 2 123,9 arg. gris cendré - débris lign. - tubul. pyr. arg. gris foncé très sableux arg. bigarrée piquetée de sidérose 130 s. arg. brunâtre 133,0 135,2 arg. bigarrée piq. de sidérose au sommet Unité 1 135,5 arg. grise et sable arg. gris 136,0 quartzite 140 sch. doux altéré à barres carb. quartzite décoloré grès arg. décomposés Houiller sch. gris local. micacés, altérés 150 schistes ± gréseux altérés

Fig. 11. – Succession lithologique du forage 141W-472 C (d’après Gulinck, archives du Service Géologique de Belgique). Les faciès wealdiens sont composés de trois unités lithologiques. www.academieroyale.be

36 les+ s 104.43édiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen (m) limon décalc. Éch. Palynologie Éch. limon calc. Quaternaire limon non calc. 10 limon fendillé G sable glauc. ± argileux Landénien "silex" cariés 20 avec silice (?) poudreuse Rabots Turonien G glauconie arg. - qq. noyaux gréseux G G Verts 30 arg. sabl. glauc. + galets de quartz et pht. G s. grossier glauconieux G “Cénomanien 40 sable blanc - crème extra ﬁn à faciès wealdien”

s. vert pâle t. ﬁn 50 gaize vert clair zone fossilifère Formation de Bracquegnies gaize verte straticulée (vraconnien inférieur) gaize grise chargée de gros quartz 60 sable blanchâtre t. hétéromorphe graviers de quartz et phtanites 70 Unité 3 moins graveleux

80 sables et gravier 81,8 argilite à joints sableux gross. - débris ligniteux

argile gris clair ou gris noir sabl. débris lign. Unité 2 Faciès wealdiens 90 argile massive (non strat) - teinte variée 91,6 argile grise sabl. débris lign. joints à p. hachée schiste tres micacé i ~ 45° schiste straticulé schiste ﬁnement micacé 100 schiste doux, noyaux carbon. schiste noirs, jts micacés à p.h. schiste doux à lentilles carb. i ~ 30° mur 110 P grès micacé P schistes sch. assez doux à p.h. 120 sch. doux à lentilles carbonatées Houiller yeux nodules pyriteux 130 grès P sch. pyrit* - sch. micacé zone failleuse P schiste doux grès schistes gréseux altérés / sch. gris zones altérées à très alt. 140 schiste straticulé zones très diaclasées P enduits de pholérite grès straticulé 150 schiste grèseux

Fig. 12. – Succession lithologique du forage 141W-473 E (d’après Gulinck, archives du Service Géologique de Belgique). Les faciès wealdiens sont composésde 2 unités lithologiques. www.academieroyale.be

les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 37

limon brun

marne cailloux, phtanites et galets de quartz grès décomposé

G G grains de glauconie grès débris ligniteux schiste silex noirs cariés

schiste micacé “concrétions dures arrondies” argile “marmorisation” silt nodule de sidérose argile sableuse sable argileux barre carbonatée radicelle sable très ﬁn pyrite sable ﬁn

sable moyen

sable grossier N.B. Tout autre lithologie ou élément figuré est quartzite décrit dans le log

lignite ou tourbe

“gaize”

Fig. 13. – Légende des logs des forages de la planchette 141W (Est du Bassin de Mons). www.academieroyale.be

38 les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen A Nord Sud 1 2 2

3 10m

En surface : Éboulis et limons. 1. “Rabots” ()TURONIEN SUPÉRIEUR . 2. “Tourtia” et “Fortes-Toises” (= Verts à “têtes de chats” TURONIEN SUPÉRIEUR). 3. “Meule” (Assise de Catillon. ALBIEN SUPÉRIEUR ). 4. Sables et graviers à faciès wealdien.

B Croquis de la sablière Nord Sud

"Rabots" "Verts" Turonien "Tourtia"

"Meule" Albien 10m Wealdien

Fig. 14. – Coupe schématique de l'exploitation Bouchéï à Thieu : A. d’après Marlière (1936) ; B. d’après Beugnies (documents inédits).

sur ce site (Herman, 1982). Le « Cénomanien à faciès wealdien » correspond à la partie supérieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre (Robaszynski et al., 2001). Il s’agit essentiellement de sables continentaux blanchâtres, localement ligniteux et généralement riches en grains de glauconie. Les stratifications entrecroisées y sont fréquentes (Gulinck, 1974). Si ce n’est la présence locale de glauconies, le faciès de ces sables est semblable à ceux du « Wealdien » (Gulinck, 1967). Certains niveaux de sables, dépourvus de grains de glauconie, peuvent être localement indurés. Le « Cénomanien à faciès wealdien » est traversé par les forages 141W-418 G (figure 10) et 141W-473 E (figure 12). www.academieroyale.be

les sédiments à faciès wealdien dans le nord-ouest européen 39

Minéralogie Les sédiments à faciès wealdien sont essentiellement constitués de quartz α, de lignite et de minéraux argileux ; ils contiennent en outre des quantités variables de pyrite, graviers de quartz, sidérose, (hydr)oxydes de fer et minéraux accessoires (rutile, ilménite, zircon…). La fraction argileuse de certains faciès wealdiens a déjà fait l'objet d'études minéra- logiques (Godfriaux & Robaszynski, 1971 ; Robaszynski, 1975a ; Robaszynski, 1989 ; Robaszynski, 1990 ; Robaszynski, 1991). C'est notamment le cas des faciès wealdiens de l'ancienne carrière Nord des Terres du Hainaut aujourd'hui ennoyée (“Fosse de Sirault”, voir localisation à la figure 18). La fraction argileuse des faciès wealdiens y possèdent les caractères suivants (Robaszynski, 1975a) : chlorite pratiquement toujours absente, kaolinite largement présente, minéraux micacés souvent bien cristallisés, présence assez constante de minéraux des groupes de la vermiculite et de la « smectite » ainsi que d’interstratifié smectite-vermiculite.

2.3.3. En résumé…

Les faciès wealdiens du Bassin de Mons sont actuellement considérés comme des sédi- ments siliciclastiques continentaux, déposés dans des complexes deltaïques durant une période comprise entre le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur, voire le Turonien en ce qui concerne le « Cénomanien à faciès wealdien » (Gulinck, 1974 ; Robaszynski, 1975a ; Robaszynski et al., 2001). « Faute de mieux, nous nous accommodons de certaines imprécisions persistantes » (Robaszynski, 1975a). Ce travail ambitionne de lever certaines imprécisions. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

CHAPITRE 3

Sites étudiés et méthodologies utilisées

3.1. Sites étudiés

Notre étude s’est focalisée sur quatre Formations (Robaszynski et al., 2001), réparties sur trois sites du Bassin de Mons (localisation à la figure 3) : la Formation des Argiles d’Hautrage définie à Hautrage (Ouest du Bassin de Mons), la Formation des Argiles de Sainte-Barbe définie à Bernissart (Ouest du Bassin de Mons), la partie inférieure dela Formation des Graviers de Saint-Pierre définie à Thieu (Est du Bassin de Mons) et la partie supérieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre ou « Cénomanien à faciès wealdien » (Gulinck, 1974), également définie à Thieu (Est du Bassin de Mons).

3.2. Palynologie

Nous préciserons l’âge des sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons en nous basant sur une étude palynologique. Une brève introduction à la palynologie est reprise ci- dessous.

3.2.1. Bref aperçu de l’évolution des végétaux

Afin d’aborder au mieux l’étude palynologique, il nous semble utile de situer dansleur contexte d’évolution, les grands groupes de végétaux qui seront traités. Les considérations qui suivent synthétisent plusieurs travaux (Crane, 1989 ; Lemoigne, 1989 ; Raynal-Roques, 1994 ; Wing & Boucher, 1998 ; Spichiger et al., 2000 ; Stewart & Rothwell, 2001) et sont illustrées dans figures 15 et 16. L’extinction qui marque la limite Paléozoïque/Mésozoïque se caractérise par la disparition de nombreux groupes de plantes jusqu’alors dominants. On observe alors un renou- vellement de la flore : le début de l’ère secondaire est marqué par la domination des gymno spermes et dans une moindre mesure des fougères et des mousses. Ces flores se maintiennent sans véritable changement significatif jusqu’au « Crétacé moyen ». Au Crétacé inférieur, les angiospermes sont décrits avec certitude et on constate le remplacement rapide de la « flore à gymnospermes » par la « flore à angiospermes » à partir de l’Albien. Au Crétacé supé- rieur, de nombreux taxons de gymnospermes s’éteignent, d’autres déclinent plus ou moins fortement et les angiospermes colonisent des niches écologiques laissées vacantes par les www.academieroyale.be

42 Sitesactuel étudiés et méthodologies utilisées Récent QUATERNAIRE - 12 000 ans Pléistocène - 2,5 millions Pliocène ANGIOSPERMES - 7 millions Miocène - 26 millions TERTIAIRE Oligocène - 38 millions Éocène - 54 millions Paléocène - 65 millions Crétacé - 136 millions SECONDAIRE Jurassique GYMNOSPERMES ? -1 90 millions Trias - 225 millions Permien

- 280 millions FOUGÈRES Carbonifère - 345 millions Dévonien apparition de l'ovule PRIMAIRE - 395 millions et de la graine Silurien apparition de - 430 millions l' appareil vasculaire Ordovicien - 500 millions Cambrien ALGUES - 570 millions

apparition de la cellule vers - 1 milliard d' années ANTÉCAMBRIEN apparition de la vie vers - 3,5 milliard d' années

début de l' histoire de la planète vers - 4,5 milliards d' années

Fig. 15. – Évolution schématique des grands groupes de végétaux (d’après Raynal-Roques, 1994). Les angiospermes apparaîtraient au Trias ? Jurassique ? ou Crétacé inférieur et se diversifient rapidement à partir de l’Aptien-Albien. www.academieroyale.be

Sites étudiés et méthodologies utilisées 43

ERA PERIOD Algae and Fungi Lycopsida Sphenopsida Filicopsida Gymnospermopsida BEGAN M.Y. AGO DURATION M.Y. Angiospermophytin Rhyniopsida Quaternary Trimerophytopsida Zosterophyllopsida

Cenozoic Ohpio. Tertiary 65 DICOTS Chrysophyta Salviniales GNETALES MONOCOTS

Upper 100 TAXALES

Cretaceous CONIFERALES Lower 135

Mesozoic Ginkgoales CYCADALES ISOET ALES Marattiales EQUISET ALES Phaeophyta FILICALES Jurassic 203 Czek. Pen. BRYOPHYTA CAYT. CYCADEOIDALES SELAGINELLALES

Triassic 250 PYRROPHYT A LYCOPODIALES Neo. Phyllo.

Permian 295 CHLOROPHYT A Glossop. Voltziales Eumycota Rhodophyta

Pennsylvanian 325 Cord. Koretro. Sphen. Stau. Calam. Zygop. Mississippian 345 Pterido. Lepido. Arc. Carboniferous

359 Cyanophyta - Schizomycota

Upper Arch. Ps. Clad. Hye.

Devonian Middle 374 Trim. Ane. Drep. Proto.

395 Zost. Lower Ast. Rhy. = Good evidence for the distribution Paleozoic Silurian 435 = Equivocal evidence

Ordovician 500

Zost.= Zosterophylallales ; Ast.= Asteroxylales ; Drep.= Drepanophycales ; Proto.= Protolepidodendrales ; Lepido.= Lepidodendrales ; Sphen.= Sphenophyllales ; Hye.= Hyeniales ; Cambian 570 Arc.= Archaeocalamitaceae ; Calam.= Calamitaceae ; Koretro.= K;oretrophyllites Phyllo.= Phyllotheca ; Neo.= Neocalamitaceae ; Ps.= Pseudoborniales ; Rhy.= Rhyniopsida ; Trim.= Trimerophytopsida ; Clad.= Cladoxylales ; Stau.= Stauropteridales ; Zygop.= Zygopteridales ; Ophion.= Ophioglossales ; Pterido.= Pteridospermales ; Ane.= Aneurophytales ; Cayt.= Caytoniales ; Glossop.= Glossopteridales ; Pen.= Pentoxylales ; Czek.= Czekanowskiales ; Arch.= Precambian 4,700 Archaeopteridales ; Cord.= Cordaitales.

Fig. 16. – Évolution des principaux groupes végétaux au cours des temps géologiques (d’après Spichiger et al., 2000, modifié). Les groupes rencontrés de façon évidente dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons sont repris en majuscules. www.academieroyale.be

44 Sites étudiés et méthodologies utilisées gymnospermes et fougères. La flore du Maastrichtien est globalement semblable à la flore actuelle. L’époque que nous étudions (a priori Jurassique supérieur – Crétacé inférieur) constitue donc une période charnière dans l’histoire de la flore terrestre : sur le continent, les angiospermes bouleversent la domination des gymnospermes tandis que les fougères, mousses et lycopodes continuent à coloniser des milieux plutôt humides.

3.2.2. Le pollen d’affinité angiospermienne : un outil biostratigraphique au Crétacé

Il n’entre pas dans les objectifs de ce travail de s’étendre sur les premiers angiospermes. Nous rappellerons cependant les quelques notions suivantes, afin de guider le lecteur dans la suite de ce manuscrit. Le principal mode de détermination du pollen d’affinité angiospermienne se base sur la morphologie de l’exine du grain (Penny, 1992). Les angiospermes auraient pris naissance dans les latitudes tropicales (peut-être l’Ouest du Gondwana) et auraient ensuite migré vers les pôles (Axelrod, 1959 ; Hickey & Doyle, 1977 ; Crane, 1989), bien que cette théorie ait été récemment remise en question (Penny, 1992). Les premiers angiospermes seraient d’âge crétacé inférieur (Hughes, 1976 ; Doyle, 1978) mais des plantes d’affinité angiospermienne dateraient du Jurassique (Judd et al., 2002), voire du Trias (Cornet, 1986). Les plus anciens grains de pollen d’affinité angiospermienne dont la détermination soit certaine dateraient de l’Hauterivien d’Angleterre (Hughes & McDougall, 1987) ou du Valanginien – Hauterivien inférieur d’Israël et du Maroc (Batten, 1996). L’utilité biostratigraphique des premiers pollens d’affinité angiospermienne est décrite ci-dessous.

Au Crétacé inférieur

De ce qui précède, on déduit qu’au Crétacé inférieur, le taux d’évolution des angiospermes est assez élevé. D’un point de vue stratigraphique, seul le pollen d’affinité angiospermienne est dès lors potentiellement utile en vue de préciser l’âge des sédiments. Par conséquent, une biostratigraphie fine ne peut être envisagée que par la détermination de certains types de grains de pollen d’affinité angiospermienne. En revanche, les spores de fougères et le pollen d’affinité gymnospermienne ne constituent pas de réels marqueurs stratigraphiques durant le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur. S’il existe, un éventuel intérêt stratigraphique des taxons non angiospermiens reste encore à mettre en évidence (Batten, 1996). Certains taxons soutiennent cependant des corrélations au sein d’une même région et donnent un âge plus ou moins large ; c’est par exemple le cas du genre Cicatricosisporites dans les faciès wealdiens du Dorset anglais (Hughes & Croxton, 1973). Il subsiste néanmoins de nombreux problèmes taxonomiques et nomenclaturaux « that inhibit communication because there is no common language » et www.academieroyale.be

Sites étudiés et méthodologies utilisées 45 qui ont jusqu’à présent constitué des freins dans la réalisation de synthèses stratigraphiques concernant les taxons non angiospermiens (Batten, 1996).

Au cours du Crétacé Au fil des temps crétacés, le pollen d’affinité angiospermienne représente des proportions de plus en plus élevées dans l’assemblage palynologique : de quelques pourcents durant l’Aptien, ils atteignent plus de 50 % au Cénomanien-Turonien dans les hautes et moyennes latitudes (Stewart & Rothwell, 2001). Parallèlement à cette augmentation, les morphologies des grains de pollen d’angiospermes semblent évoluer selon la succession suivante : monosulqué → tricolpé → tricol- poré → triporé (Doyle, 1969).

3.2.3. Techniques de préparation

Les échantillons choisis pour l’analyse palynologique sont généralement les silts et argiles riches en matière organiques (échantillons de couleur noire ou grise). Ils ont été préparés selon deux méthodes. La première méthode est celle utilisée dans le laboratoire de palynologie de l’Université de Liège. La seconde méthode, issue de l’Université Pierre & Marie Curie (Paris), a été utilisée afin d’augmenter, dans les préparations, la proportion des grains de pollen d’affinité angiospermienne, réputés de petites tailles. Les procédures de traitement physico-chimique sont brièvement exposées ci-dessous.

Méthode de l’Université de Liège Sur le plan des méthodes chimiques, le traitement comprend les étapes suivantes (Roche, 1994) : dissolution des carbonates (calcite et dolomite) par attaque à l’HCl (25-30 %), mise en solution des silicates par attaque à l’HF (38-40 %) et oxydation ménagée par une attaque

à liqueur de Schulze (1/3 d’une solution saturée de KClO3 fumant) durant 30 min. La séparation physique des matières organiques s’effectue par filtration au moyen d’un appareil de type millipore. Ce système permet une séparation et un nettoyage efficaces de la matière organique. Le filtre utilisé est un filtre métallique à maille de 12 µm.

Méthode Université Pierre et Marie Curie (Paris) Certains échantillons, riches en palynomorphes, ont été soumis à une autre méthode, classiquement utilisée à l’Université Pierre & Marie Curie de Paris (Pons, 1988). Les échantillons ont été broyés, tamisés entre 1 et 3 mm, puis soumis au traitement chimique suivant : acide fluorhydrique 70 % afin de détruire les silicates après 24 heures, rinçages pour éliminer les fluorures, transfert du résidu dans un erlenmeyer avec le minimum d’eau, acide chlorhydrique 10 %, ébullition jusqu’à l’apparition des premières bulles, décantation pendant 45 minutes, le résidu est lavé 3 fois jusqu’à neutralisation à www.academieroyale.be

46 Sites étudiés et méthodologies utilisées pH 7, tamisage au moyen d’un tamis en nylon à mailles carrées de 10 µm de côté, oxydation à l’acide nitrique 10 % et ébullition pendant quelques minutes, lavage à l’eau distillée et nettoyage à l’alcool et enfin, poses de plusieurs fractions de la solution sur plusieurs lames. Ce type de préparation présente l’avantage de tamiser la préparation à 10 µm (au lieu de 12 µm dans la préparation précédente). Dans certains cas, la fraction supérieure à 160 µm a été récupérée afin d’étudier les macrospores et les épidermes.

3.2.4. Techniques d’observation

La majorité des observations et des déterminations palynologiques ont été effectuées sur un microscope photonique en lumière naturelle transmise sans équipement particulier. Toutes les formes citées et figurées sont repérées au moyen de leurs coordonnées sur le graticule « England Finder ».

3.2.5. Nomenclatures

Les taxonomies et les nomenclatures utilisées en palynologie du Secondaire et du Tertiaire restent sujettes à de nombreux débats de spécialistes. Dans une récente synthèse, Batten (1996) décrit et explique cette problématique. Much of the taxonomy and nomenclature of dispersed miospores in Mesozoic and Tertiary strata in an unsatisfactory state. A major revision of many species-groups is required, but this is a mammoth task, and no single person nor group of people has attempted to bring order to the chaos, except on a comparative small-scale […]. Numerous problem have also arisen from poor taxonomic procedure. Far too many genera and species have been erected that are neither satisfactorily diagnosed nor adequately compared with previously published forms […]. As far as Mesozoic and Tertiary miospore assemblages are concerned, numerous taxonomic and nomenclatural changes will be required as past work is ressessed and combined with new information.

Il n’entre pas dans le cadre de ce travail de réviser et critiquer les différentes nomenclatures. Nous utiliserons deux nomenclatures. En ce qui concerne les spores et grains de pollen d’affinité non angiospermienne, nous utiliserons la classification desSporae dispersae (Potonié & Kremp, 1954 ; Potonié & Kremp, 1955) modifiée à la suite de plusieurs travaux (Potonié, 1956 ; Dybová & Jachowicz, 1957 ; Butterworth & Williams, 1958 ; Potonié, 1958 ; Potonié, 1960 ; Dettmann, 1963 ; Potonié, 1966 ; Potonié, 1970a ; Potonié, 1970b ; Potonié, 1975). Cette classification est basée sur la morphologie externe des palynomorphes. Le cas échéant, nous mentionnerons l’affinité botanique présumée de certains palynomorphes. Batten (1996) poursuit : An alternative to taking a conventional approach to differentiating and naming species of spores and pollen grains is to abandon the use of Linnean binomials and the attendant structures if the www.academieroyale.be

Sites étudiés et méthodologies utilisées 47

International Code of Botanical Nomenclature (ICBN), as Hughes and some of his colleagues have advocated.

En ce qui concerne le grains de pollen d’affinité angiospermienne, outre la classification des Sporae dispersae, nous utiliserons également la nomenclature développée par Hughes et ses collaborateurs (Hughes & Moody-Stuart, 1969 ; Hughes & Croxton, 1973 ; Hughes et al., 1979 ; Hughes & McDougall, 1987 ; Hughes & McDougall, 1990 ; Hughes, 1994). Plusieurs observations erronnées et interprétations « douteuses » commises par certains auteurs dans la nomenclature classique ont en effet contraint Hughes à proposer cette nomenclature parallèle à la fin des années 1960. Par exemple, la description de certains holotypes de grains de pollen d’affinité indubitablement angiospermienne se révèle fausse (Hughes & McDougall, 1987). Dès lors, l’utilisation de la nomenclature classique s’en trouve injustifiée et difficilement utilisable. La nomenclature sensu Hughes possède son propre vocabulaire. L’équivalent de l’espèce est appelé biorecord (Hughes & McDougall, 1987) : « the reference taxa are biorecords that are comparable in scope with species, but each consists of a stated number of fossils from a stated unit of rock (usually a single sample) ». De la sorte, l’appellation biorecord Z caractérise une forme dans le niveau de référence où elle a été définie. Une forme semblable retrouvée 1) ailleurs que dans le niveau de référence et 2) en nombre suffisant d’individus (≥ 8) est désignée par un comparison record, qui se note alors « CfA biorecord Z ». Le préfixe CfA n’implique donc pas de différence morphologique. Une forme semblable retrouvée 1) ailleurs que dans le niveau de référence et 2) en nombre insuffisant d’individus (< 8) est désignée « CfB biorecord Z ». Une forme moins typique mais suffisamment semblable retrouvée ailleurs que dans le niveau de référence est désignée « CfC biorecord Z ». En outre, chaque biorecord (≈ espèce) est rangé dans un genusbox (≈ genre). Plusieurs auteurs concluent que le système nomenclatural de Hughes est compatible avec la nomenclature classique : « this system is indeed compatible with traditional use of the International Code of Botanical Nomenclature. As Hughes stated (1976), the two can be complementary » (Penny, 1986). « This avoids difficulties associated with the use of the International Code of Botanical Nomenclature for describing dispersed fossil pollen taxa » (Penny, 1989). Dès lors, certaines formes décrites dans la nomenclature sensu Hughes sont (re)nommées dans la nomenclature conventionnelle. Dans ce cas, il ne faut toutefois pas en déduire que cette nouvelle dénomination conventionnelle soit destinée à remplacer définiti- vement la dénomination sensu Hughes. La nomenclature sensu Hughes est associée à une stratigraphie propre divisée en 6 phases (de 0 à 5), en partie établie dans le locus typicus des faciès wealdiens. Ces phases sont classiquement appelées « Monosulcate Columellate Tectate » phases (MCT phases). Nous utiliserons, lorsque cela est possible, les deux nomenclatures. Nous ne serons d’ailleurs pas les premiers à procéder de la sorte : Penny emploie également les deux nomenclatures lors d’études du pollen d’affinité angiospermienne d’Égypte (Penny, 1988 ; Penny, 1989). www.academieroyale.be

48 Sites étudiés et méthodologies utilisées

3.3. Minéralogie de la fraction argileuse

Le mode opératoire est le suivant : les échantillons sont légèrement broyés, ils sont ensuite délités à l’eau distillée au moyen d’un agitateur. Si nécessaire, les échantillons sont décar- bonatés au moyen d’HCl 1N, ils sont lavés par une série de 3 à 6 cycles centrifugation- remise en suspension et subissent une micro-homogénéisation à l’aide d’un homogénéisa- teur afin de parfaire la défloculation et la mise en suspension. Ils sont enfin sédimentés en se basant sur la loi de Stokes :

t = 190 x / d2 où : t = temps de sédimentation (en mn) d = diamètre des particules (en µm) x = profondeur de descente des particules de diamètre d (en cm).

La matière issue du prélèvement est ensuite séchée et récupérée par simple grattage. Chaque échantillon est soumis à trois types d’analyses : naturel, chauffage pendant 2 h à 490°C (dont 1 heure de montée en température) et saturation à l’éthylène-glycol pendant 12 h. De plus, deux tests complémentaires ont parfois été menés : saturation à l’hydrazine (École des Mines de Paris selon la méthode de Range et al., 1969) et au DMSO (Diméthyl Sulfoxide, saturation pendant 72 heures à 70°C). Les déterminations minéralogiques à partir des diagrammes et le calcul des proportions se basent sur les travaux de Holtzapffel (1985).

3.4. Datation radiométrique K-Ar

3.4.1. Approche théorique

La méthode de Potassium – Argon est une méthode de datation radiométrique. Elle se base sur la désintégration d’atomes de l’élément-père radioactif en atomes de l’élément-fils. Le potassium 40 (40K) représente 0,012 % du potassium naturel ; cet isotope est radioactif. Le 40K se désintègre en 40Ca et en 40Ar selon différents types de transition (figure 17). La vitesse de toute désintégration se traduit par la formule suivante :

dN = −λNdt où N est le nombre de noyaux, λ la constante de désintégration et dt l’intervalle de temps durant lequel se déroule la désintégration. www.academieroyale.be

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40 K

E = 0,05 MeV C.E. 40 E = 1,32 MeV Ar (état excité) 88,8 %

- E = 1,51 MeV 0,16 % C.E. E = 1,46 MeV 11 % 40Ca Rayon E = 0,49 MeV (état fondamental) 0,006 % C.E. E : Énergie de réaction 11% : Fraction de40 K affectée Mode de désintégration 40 Ar (état fondamental) (C.E. : Capture électronique)

Fig. 17. – Schéma de désintégration du potassium 40.

Dans le cas du 40K, la désintégration s’effectue selon deux chemins possibles (cf. ci- dessus), donc λ=λε+λβ. Par intégration, on obtient :

− (λε + λβ)t Nt = N0e où N0 est le nombre d’atomes pères initiaux et Nt le nombre d’atomes pères restants et (λε+λβ)t donc, le nombre d’atomes fils : Ft = N0 − Nt = Nt[e − 1]. Vu les deux réactions nucléaires qui interviennent, F = 40Ar + 40Ca et N = 40K. En considérant le rapport d’embranchement entre Ca et Ar, on déduit : 40Ca/40Ar = λβ/λε. D’où F = 40Ar (1 + λβ/λε) et t = 1/(λε + λβ)*ln(F/N + 1) et l’équation finale d’âge :

t = 1/(λε + λβ)*ln[40Ar/40K*(λε + λβ)/λε + 1]

Si F = N (demi-vie), on obtient la période de demi-vie T = ln(2)/(λε+λβ) = 1,25.109 ans. www.academieroyale.be

50 Sites étudiés et méthodologies utilisées

L’âge du matériau analysé découle donc de la mesure de l’isotope père (40K) et de l’isotope fils (40Ar) qui est appelé radiogénique et fréquemment symbolisé 40Ar*. La constante de désintégration du 40K en 40Ar est de 0,581*10−10 ans−1 ; celle du 40K en 40Ca est de 4,962*10−10 ans−1 (Steiger & Jaeger, 1977). L’équation d’âge n’a de sens que si quatre conditions sont remplies. D’une part, les constantes de désintégration doivent être réellement constantes au cours du temps. Ensuite, la composition isotopique du potassium doit rester constante. Ces deux hypothèses, vérifiées expérimentalement, sont peu sujettes à caution. Le système doit être initialement dénué de tout argon radiogénique. L’excès d’argon provoque alors une surestimation des âges. Dans le cas qui nous occupe, cette condition est remplie. Le système doit rester en système clos depuis l’évènement que l’on souhaite dater (ni perte en argon, ni perte en potassium). Cette dernière condition est souvent la plus problé- matique.

3.4.2. Approche analytique

D’un point de vue analytique, nous avons utilisé les méthodes classiques de l’Université de Paris-Sud ORSAY (Cassignol & Gillot, 1982) et de l’Université de Strasbourg (Bonhomme et al., 1975).

3.4.3. Méthodologie de préparation des grains de glauconie

Afin de séparer les grains de glauconie de l’échantillon brut, nous avons procédé de la façon suivante. On délite l’échantillon par un lavage à l’eau distillée. On sèche cet échantillon en le plaçant en étuve à maximum 45°C. On conserve la fraction comprise entre 210 µm et 420 µm par tamisage. On élimine les minéraux non-magnétiques (quartz, calcite…) par sépa- ration magnétique au moyen du séparateur Frantz (intensité : 0,5 A et inclinaison de 9°). On élimine ensuite les oxydes de fer par séparation densitométrique (séparation au bromo- forme). On élimine les derniers polluants éventuels par séparation à la loupe binoculaire. Les dernières particules adsorbées et incrustées (micas, matériel smectitique, quartz) sont éliminées par un nettoyage aux ultrasons (30 secondes à 1 minute dans un premier temps et 4 à 5 minutes dans un second temps).

3.5. Étude des rapports isotopiques des faciès wealdiens

Au cours de cette étude, nous analyserons la composition isotopique du carbone contenu dans les sédiments à faciès wealdien. Dans ces sédiments, deux composants contiennent du carbone : la matière organique et la sidérite. Afin de dissocier la part de chaque consti- www.academieroyale.be

Sites étudiés et méthodologies utilisées 51 tuant, il nous faut éliminer : les influences de la sidérite pour mesurer les valeurs δ13C de la matière organique ou les influences de la matière organique pour mesurer les valeurs δ13C de la sidérite.

3.5.1. Échantillonnage et technique d’extraction de la matière organique

On élimine la sidérite à l’aide d’une attaque HCl 10 % à chaud (Parfenoff, 1970). Un examen préliminaire sur plusieurs échantillons – même non carbonatés – a montré que la 13 réponse du δ Corg est indépendante de la concentration de l’acide chlorhydrique. On élimine la matière organique à l’aide d’une attaque classique NaOH + H2O2. Les échantillons sont ensuite lavés à la centrifugeuse (7000 tours/sec) jusqu’à l’obten- tion d’un pH neutre. Le culot est alors séché à l’étuve (T° < 30°C). La matière est alors récupérée et broyée dans un mortier jusqu’à obtenir une fine poudre. Les poudres ainsi obtenues sont prêtes pour les analyses du contenu du carbone organique totale (T.O.C.) 13 et des mesures isotopiques (δ Corg). Nous reprenons ci-dessous les principales étapes de la méthode.

3.5.2. Analyses de la matière organique (T.O.C.)

Pour déterminer la teneur en matière organique, on analyse le T.O.C. à l’analyseur CS-200. Les mesures ont été effectuées aux laboratoires des Cimenteries Belges Réunies (C.B.R.) d’Harmignies (Belgique). L’analyseur CS-200 est un équipement LECO qui utilise un four à induction permettant de mesurer le taux de carbone par absorption infrarouge. L’analyse est effectuée sur 1g d’échantillon déposé dans un creuset céramique placé dans une chambre de combustion. Les éléments contenant du carbone sont réduits relâchant le carbone qui se combine avec l’oxygène pour former du CO et du CO2. Le monoxyde de carbone est ensuite converti en dioxyde de carbone dans un four à catalyse. Le carbone est mesuré en tant que dioxyde de carbone dans les cellules infrarouges. L’analyseur fournit des mesures brutes de la teneur en pour cent du carbone – carbone organique (Corg) et carbone minéral (Cmin).

13 3.5.3. Analyses isotopiques du carbone organique (δ Corg)

Pour déterminer la valeur isotopique du carbone organique, des mesures isotopiques du 13 δ Corg ont été réalisées avec un spectromètre de masse en flux continu Δ+ (Finnigan Mat) couplé à un analyseur élémentaire Carlo Erba 1500 au « Laboratoire des Sciences du climat et de l’Environnement » du C.N.R.S. à Gif-sur-Yvette (France). Les analyses isotopiques sont effectuées au spectromètre de masse en mesurant quelques milligrammes de poudre de chaque échantillon – la quantité étant fixée en fonction de la valeur du T.O.C. Les poudres sont emballées dans une capsule en aluminium préalable- www.academieroyale.be

52 Sites étudiés et méthodologies utilisées ment stérilisée. Refermée jusqu’à obtenir une boulette de quelques millimètres de diamètre, la capsule contenant l’échantillon est ainsi prête pour l’analyse. Dans l’analyseur élémentaire, les échantillons subissent une combustion sous flux d’oxygène et d’hélium (environ 1000°C) afin que le carbone organique soit converti sous forme gazeuse le plus chimiquement inerte possible (CO2) et de façon parfaitement quanti- tative, pour éviter tout fractionnement isotopique. Le CO2 est produit par combustion dans une atmosphère oxydante, est ensuite purifié, avant d’être analysé dans le spectromètre de masse (Girardin & Mariotti, 1991). Une fois le CO2 transféré de l’analyseur élémentaire vers le spectromètre de masse, les signaux correspondant aux masses 44, 45 et 46 sont mesurés et la valeur de composition isotopique du carbone (δ13C) calculée. En raison des fluctuations des mesures du rapport isotopique dues à l’électronique, la justesse de la mesure du spectromètre de masse est toujours insuffisante. Pour contourner ce défaut inhérent à l’instrument, on procède à une mesure des faibles variations de composition isotopique de tous les éléments stables légers en comparant le contenu en isotope lourd de l’échantillon à celui d’une référence. Ce principe de mesure justifie de l’utilisation de l’unité relative delta (δ), qui est la différence relative des rapports isotopiques de l’échantillon et de la référence, exprimée en part pour mille (‰) (Mariotti, 1990) :

δ (‰) = [(Réchantillon – Rréférence) / Rréférence] × 1000 (Craig, 1953) L’emploi de la même référence pour tous les laboratoires est garant de la validité de la mesure. Pour le 13C, la référence internationale adoptée pour l’expression des δ13C est le PDB : carbonate marin, restes fossiles d’une bélemnite de la Pee Dee Formation (Crétacée de Caroline du Sud, E.U.). Le PDB étant depuis longtemps épuisé, les pourvoyeurs des références géochimiques internationales fournissent actuellement d’autres échantillons de carbonate référence parfaitement calibrés par rapport au PDB qui, par convention, a la valeur de 0 ‰. Les standards utilisés dans ce travail ont été le sucrose (−10,4 ‰), la graphite (−16,1 ‰) et l’acide oxalique (−19,3 ‰). www.academieroyale.be

Chapitre 4

Les sédiments à faciès wealdien de la Formation des argiles d’Hautrage (Hautrage, Ouest du Bassin de Mons)

Les faciès wealdiens de la Formation d’Hautrage sont en partie exposés dans deux carrières actuellement en exploitation (carrières Danube-Bouchon et Terres du Hainaut, voir figure 18). De plus, un nouveau matériel a été récemment recoupé par de nombreux forages carottés et plusieurs tranchées de prospection.

4.1. Historique

Depuis le Moyen Âge, la région d’Hautrage est reconnue comme un centre de l’exploitation d’argile. L’ancienne carte de l’Institut Géographique National no 45/2 Sud « Tertre » au 1 : 10.000 (figure 18) illustre le nombre d’anciennes carrières qui y ont été creusées jadis : chaque lac ou chaque dépression topographique est en effet une (ancienne) exploitation. Nous reprenons dans le tableau 1 ci-dessous les quelques sources d’informations géologi- ques relatives à ces sites. Dès le début du XIXe siècle, les géologues reprochaient déjà aux exploitants de laisser « engloutie une grande quantité de matière qu’on rechercherait vainement plus tard et qu’on pourrait bien alors se repentir d’avoir méprisée » (Drapiez, 1823). L’exploitation y était rude et désordonnée : Il y a plusieurs exploitations dirigées par différents particuliers, la plus considérable qui appartient au sieur […], aubergiste, est celle vers laquelle s’est tournée mon attention ; l’extraction se fait par deux bures, dont une sert à l’airage et peut conséquemment être d’un moindre diamètre ; le seul cuvelage consiste en des perches placées perpendiculairement et que retient l’élasticité de cerceaux en spirales aussi rapprochées que l’exige la mobilité des diverses couches. On perce les galeries en travers, dans la première couche d’abord et successivement on descend, ce qui forme des espèces d’étages de 2 m de hauteur sur un peu plus d’un m de largeur, entre lesquels on laisse un massif de 3 à 4 m suivant la nature de la couche, pour éviter les affaissements. On étaie légèrement, mais cependant d’une manière assez solide pour ne point avoir à redouter de danger pendant les travaux. Dès qu’ils sont terminés, c’est-à-dire dès qu’on a exploité une galerie dans la distance d’une bure à l’autre, on enlève les étais et l’on fait ébouler successivement de droite et de gauche, puis on perce une nouvelle galerie plus bas, et ainsi de suite, jusqu’à ce qu’on ait épuisé tout ce qui se trouvait à exploiter entre les deux bures ; alors on porte les travaux un peu plus loin, et c’est ainsi qu’alterna- tivement on parvient à épuiser une étendue considérable de la couche argileuse (Drapiez, 1823).

Dans l’actuelle carrière Danube-Bouchon, on repère ci-et là les cerceaux en bois utilisés pour le cerclage des anciens puits…

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54 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

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1 Localisation d’exploitations (anciennes ou actuelles)

Limites d’extension des faciès wealdiens 500 m (d’après Marlière, 1977)

Fig. 18. – Les exploitations dans les environs d’Hautrage (d’après Robaszynski, 1991, modifié). www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 55

Tableau 1. – Sites à faciès wealdiens de la poche d’Hautrage (localisations à la figure 18). N° sur Site Activité – Auteur – Année carte 1. Bois des Poteries (Marlière, 1934a ; Robaszynski, 1991 ; IDEA, 1992 ; (Ancienne « carrière du Boulet ») Yans, 2000a) 2. Ancienne carrière Emile Lebailly à l’affleurement, état médiocre 3. Anciennes carrières « Honoré 1 » à l’affleurement, état très médiocre 4. Anciennes carrières d’Hautrage-Centre en partie sous la couverture crétacée (Nord et Sud) ou « exploitation Cauchie » (Marlière, 1934a) 5. Anciennes carrières « Honoré 2 » (Marlière, 1934a) 6. Ancienne carrière exploitation en 1999 par S.A. Silargyl ; (Marlière, 1934a) 7. Anciennes carrières de la Fosse de Sirault (Marlière, 1934a) (actuel Étang Carla) 8. Terres du Hainaut En partie actuellement exploitée (Anciennes carrières : Percheuses, Bois (Yans, 2000b ; Yans & Spagna, 2002) Modeste, Terres du Borinage) 9. Anc. carrières de l’Association (Marlière, 1934a ; Marlière, 1946) 10. Carrière Danube-Bouchon actuellement exploitée (y compris Pachy et U.C.B. au Nord) (Dechief, 1979 ; Robaszynski, 1989 ; Robaszynski, 1990 ; Druart, 1997 ; Yans, 1998 ; Yans & Dupuis, 1999 ; Spagna, 2000)

À la fin du XIXe siècle et au début du XXe siècle, on extrayait de 80 à 100 000 tonnes d’argiles : L’argile (terre plastique, terre réfractaire) s’extrait par de larges puits, profonds de 10, 15, 20 mètres et davantage, que l’on creuse les uns à côté des autres, en remblayant les puits aban- donnés. La masse est découpée, au fonds du puits, en gros paquets cubiques que l’on remonte au bourriquet et que l’on met, en tas, sécher sous des hangars (Cornet, 1899).

Par la suite et jusqu’à l’aube des années 1960 : De nos jours, l’extraction se fait en majeure partie à la bêche, dans des carrières à ciel ouvert ; les produits sont remontés le long d’un plan incliné, puis étalés sous des hangars aux fins de séchage et de pourrissage. Parfois aussi des puits circulaires de quelques mètres de diamètre, parfois élargis à la base, sont creusés à partir de la surface du sol ou du fond de la carrière ; la terre en est extraite à mains d’hommes et remontée à l’aide de treuils (Marlière, 1934a).

Ces anciennes exploitations sont évidemment néfastes aux exploitations futures puisque les matières premières les plus intéressantes et les plus faciles d’accès ont déjà été extraites. L’étendue et la profondeur de ces anciennes exploitations n’ont été mentionnées dans aucun document, si bien qu’aujourd’hui, il faut non seulement prospecter les matières exploitables mais aussi les anciennes exploitations. Quoi encore d’étonnant à ce que les gîtes soient mal connus si les exploitants ne sont pas un peu géologues et si, par commodité ou négligence, ils ne laissent aux successeurs que des restes bouleversés (Marlière, 1946). www.academieroyale.be

56 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Plusieurs auteurs ont bénéficié des affleurements de ces multiples carrières, aujourd’hui presque complètement disparues. Des études sédimentologiques détaillées ont alors pu être menées et sont synthétisées in Marlière (1946). À partir des années 1960, l’activité décline fortement et de nos jours, ne subsistent que les seules carrières Danube-Bouchon et Terres du Hainaut, exploitées respectivement par les sociétés Emile Lebailly et S.A.Usines et Carrières Ernest Lebailly. Depuis 1997, nous avons mené plusieurs prospections géologiques visant à (re)mettre en évidence les qualités et quantités d’argiles wealdiennes de la poche d’Hautrage compte tenu des nouvelles contraintes industrielles. Pour ce faire, les carottes de près de cinquante forages, les échantillons de plusieurs forages à la tarière, les résultats de quelques profils géophysiques et les sédiments de plus de quatre cents mètres de tranchées constituent un matériel jusqu’alors inconnu ou oublié. En sus, les travaux d’extraction de ces dernières années dans les carrières Danube-Bouchon et Terres du Hainaut nous ont fourni l’occasion d’observer en détail les faciès wealdiens d’une partie de la « poche » d’Hautrage.

4.2. Les faciès wealdiens dans la carrière Danube-Bouchon

Les sédiments à faciès wealdien forment des couches et lentilles d’épaisseur décimétriques à plurimétriques. La granulométrie de chaque couche ou lentille varie de l’argile au sable, voire au conglomérat, leur teinte passe du blanc au noir. Les variations latérales de faciès et d’épaisseur y sont fréquentes. Le contact entre les types de sédiment est franc. Mis à part les nombreux débris de végétaux, peu d’autres fossiles y ont été observés. Deux valves d’Unio ont certes été recueillies par F. L. Cornet et A. Briart mais aucune autre découverte de ce genre n’a été signalée depuis lors (Cornet, 1927a). En revanche, quelques coquilles du genre Cyrena et Vivipara ont été rencontrées à Hautrage, dans les concrétions de sidérose (Cornet, 1927a ; Marlière, 1946). Le gisement d’Hautrage est stratifié, beaucoup mieux que celui de Baudour (Marlière, 1946). Les couches et lentilles ont une direction de N95°E à N105°E et un pendage de 10° à 25° Sud. La stratification est fréquemment soulignée par des niveaux centimétriques de sable blanc dans les argiles noires, ou par des niveaux pluricentimétriques de coloration différente au sein des argiles. Les stratifications entrecroisées sont fréquentes dans les dépôts sableux.

4.3. Cartographie régionale

La cartographie du contact entre les faciès wealdiens et la couverture du Crétacé supé- rieur a été revue, à la lumière des nombreux travaux de prospection qui y furent menés ces dernières années (Druart, 1997 ; Yans, 1998 ; Yans & Dupuis, 1999 ; Spagna, 2000 ; Yans, 2000a ; Yans, 2000b ; Habils, 2001 ; Yans et al., 2001 ; Yans & Spagna, 2002). Nous reprenons l’état actuel de la carte à la figure 19. www.academieroyale.be

Fig. 19. – Carte géologique simplifiée de la « poche » d’Hautrage et environs, localisation des forages carottés utilisés dans ce travail (d’après Marlière, 1977 & Habils, 2001, modifiés). www.academieroyale.be

58 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Fig. 20. – Essai de stratigraphie dans les faciès wealdiens de la poche d’Hautrage (d’après Marlière, 1946). La localisation de sites est reprise à la figure 19 et dans le texte.

4.4. Succession synthétique

Dans les sédiments à faciès wealdien d’Hautrage, « il existe un ordre stratigraphique indé- niable ; ce n’est pas le chaos » (Marlière, 1946). Faute d’un suivi régulier et de matériel géologique disponible, cet auteur n’avait pu reconstituer la succession des faciès wealdiens de la poche d’Hautrage ; il avait néanmoins proposé un essai de séquence (figure 20). Grâce au matériel fourni par les récents travaux de prospection, Yans et al. (2002) ont mis en évidence une séquence locale dans la Formation des Argiles d’Hautrage. À la lumière des derniers travaux de prospection, cette séquence est revue et précisée dans le présent travail (figure 21 ; localisation des travaux de prospection à la figure 19) : elle déve- loppe 235 mètres de sédiments répartis en 10 grandes unités lithologiques. Les corrélations entre les forages et coupes s’appuient sur les deux interprétations suivantes. www.academieroyale.be

Les séd iments Unités de la formationSuccession des argiles lithologique d’hautrage composite 59 lithologiques sur bases de forages carottés HT99 S1

Prof. (m) LIthologie Couleur Niveaux Pendages repères 0 R e m Couverture cénomano - b. SL4 turonienne

Prof. (m) LIthologie Couleur Niveaux Pendages repères 235 10 0 25°

26° Alternances F 10 de sables et K 20 10 18° à 22° K Prof. (m) LIthologie Couleur Niveaux Pendages repères K d'argiles silteuses 23° 0

30 20 10

20° J 30° Dominante 30 J 20 J 17° à 27° 200 sableuse

40 20° 30

25° Argiles 40 22°

30° 28° et 29°

50 argiles I 22° I silto-sableuses au sommet et 10° à la base) gris foncé 60 d'Hautrage (pendages moyens 27.7° 70

Épaisseur estimée des faciès wealdiens 23° Alternances

80 150 20° d'argiles gris clair à ocre F13 riches en sidérose H 90 Prof. (m) LIthologie Couleur Niveaux Pendages repères 0 H R e et de m b l a i s sables argileux 100 gris foncé 10

110

Alternances 28° 20 d'argiles grises et TRH 1 G G d'argiles silteuses 120 Prof. (m) LIthologie Couleur Niveaux Pendages repères 30 claires 0 Remblais G 43°

TRH 2 130 F 40 Dominante Niveaux Prof. (m) LIthologie Couleur 10 repères 36° 33° 100 0 F sableuse 35° Remblais 25° 140 36°

50 33° 20

10 Argiles foncées 38° E E 150

35°

27,5 40 Argiles souvent

bariolées 50 à TRH 3 D SHV4 D nodules D 0 Prof. (m) CouleurNiveaux Pendages réelle repère R de sidérose e 0 60 m b l

préparation palynologique préparation a F a c i è s w e a l d i e n s d' H a u t r a g e g a r t u a H d' s n e i d l a e w s è i c a F i s 10

35°

50 27,5° 10 70

30°

Argiles 25° 20 80 gris moyen B et C 30 gris foncé B B/C 30 30° 90 silteuses 40° C Faille 50° 55°

40 30°

35°

40 Argiles souvent bariolées 50

20° à A 50 A nodules de A sidérose 60

30°

0 30° Socle Namurien altéré 70

35°

Fig. 21. – Succession lithologique composite de la Formation des Argiles d’Hautrage et localisation des préparations palynologiques. La division en unités lithologiques est expliquée dans le texte. La localisation des forages est reprise sur la figure 19. www.academieroyale.be

60 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

D’une part, sur la base de leur lithologie, les niveaux (lentilles ou bancs) peuvent se regrouper localement au sein d’unités (ou ensembles) qui se suivent dans la poche selon une claire succession verticale. Cette logique stratigraphique avait déjà été suggérée par Marlière dès 1946 : « une couche ou un groupe de couches peuvent être suivies en pendage et direction ». D’autre part, certains niveaux constituent des repères dans la colonne lithologique (niveau à sidérose, niveau à nodules ocres, conglomérat, passée sableuse métrique, accumulations de fragments ligniteux…). Il demeure néanmoins évident que toute succession lithostratigraphique ne peut être que purement locale (Robaszynski, 1975a). On remarquera la présence de deux unités à dominance d’argiles rouges, bigarrées ou marbrées à la base de la séquence. La présence de ce type lithologique à la base de la succession a été observée par Marlière (1946) dans son essai de reconstitution d’une échelle stratigraphique des faciès wealdiens d’Hautrage (figure 20) et par Robaszynski (1989, 1990) lors de la réalisation de forages carottés sur le site.

4.5. Précisions sur la sédimentologie des faciès wealdiens d’Hautrage

L’interprétation, souvent encore admise de nos jours, selon laquelle les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons se seraient déposés dans un environnement deltaïque (Marlière, 1946) mérite d’être revue. Cette interprétation est fondée sur deux arguments. D’une part, le pendage d’environ 20° des niveaux à faciès wealdien est interprété comme lié au mode de dépôt deltaïque (« originel ») des sédiments. D’autre part, un modèle deltaïque a été autrefois proposé pour les coupes de référence des sédiments à faciès wealdien dans le Weald-Wessex (Angleterre). Il est aujourd’hui démontré que le pendage des faciès wealdiens du Bassin de Mons résulte de mouvements tectoniques (Dupuis & Vandycke, 1989). Par ailleurs, le modèle de delta des faciès wealdiens anglais a été examiné à nouveau (Allen, 1976) et cette révision a été confirmée (Batten, 1977 ; Stewart, 1981b ; Stewart et al., 1991) : les sédiments à faciès wealdien d’Angleterre se sont déposés dans des plaines alluviales localement soumises à de brèves influences marines. The new model clearly removes some of the sedimentological problems which could not previously be satisfactorily explained in terms of deltas (Batten, 1976).

La sédimentation deltaïque conduit en effet à des structures, sédiments et séquences de dépôts qui ne sont pas observés dans les faciès wealdiens anglais (Allen, 1976), ni dans ceux du Bassin de Mons. Nous en signalons ci-dessous quelques-uns. Les faciès wealdiens du Bassin de Mons présentent en effet les caractères suivants. Des séquences granulo-décroissantes à bases érosives sont localement reconnues alors que les séquences de deltas sont granulo-croissantes : les couches les plus riches en lignite sont formées par l’accumulation de fragments xyloïdes en régime turbulent ; elles www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 61 sont généralement ravinantes à la partie inférieure tandis que leur toit est mieux lité et suggère l’idée d’un retour au calme (Marlière, 1946) ; ces séquences positives caractérisent les plaines alluviales. Les changements de lithologie sont très rapides, ce qui est difficilement compatible avec des séquences deltaïques davantage progressives. On distingue un important contenu en mégaspores, spores et grains de pollen bien conservés (cf. palynologie), plutôt cohérent avec des plaines alluviales et des lagons à dominante argileuse (Batten, 1977). En outre, à l’Est du Bassin de Mons, on reconnaît une mégaséquence de type aggra- dant ou rétrogradant (débutant par des faciès continentaux – unité 1 – pour se prolonger par des faciès marins – unités 2 et 3 –), alors que les deltas présentent des séquences typiquement progradantes qui débutent par des dépôts franchement marins suivis par des dépôts continentaux.

4.6. Datation palynologique

4.6.1. Échantillonnage

Les échantillons analysés lors de l’étude palynologique sont issus de forages récents, réalisés sur les sites « Danube-Bouchon » et « Terres du Hainaut ». La position des échantillons dans les forages est mentionnée sur la figure 21. La localisation des forages est fournie à la figure 19. En sus, nous avons étudié trois autres échantillons issus des faciès wealdiens du Bois des Poteries (voir figure 19), site également situé dans la « poche » d’Hautrage. Ces derniers présentent un contenu palynologique comparable à celui des sédiments issus des carrières « Danube-Bouchon » et « Terres du Hainaut ».

4.6.2. Âge de la couverture des faciès wealdiens

Dans la partie affleurante de la poche d’Hautrage, les faciès wealdiens sont recouverts par le « Tourtia » à Actinocamax plenus, d’âge cénomanien supérieur (Robaszynski, 1975a), voire localement par les sédiments ligniteux du Landénien continental ou les sables glauconieux du Landénien marin (Marlière, 1934b). À environ 3 km au Sud de la poche d’Hautrage, le forage carotté no Saint-Ghislain 69 a recoupé 11,6 mètres de « Meule » appartenant à la Formation de Catillon (Cornet, 1913 ; Marlière, 1939b), d’âge albien supérieur sensu stricto (Robaszynski et al., 2001). Ces sédiments reposent directement sur les schistes houillers et non sur les faciès wealdiens. Ils constituent néanmoins la plus ancienne couverture potentielle des faciès wealdiens dans la « poche » d’Hautrage. www.academieroyale.be

62 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Dans la poche de Baudour (figure 6), les faciès wealdiens sont recouverts par les sédiments de la Formation de Catillon. Marlière (1939) y note la présence de l’ammonite Mortoniceras inflatum (à l’époque appelé Pervinquiera inflata) qui caractérise la partie la plus supérieure de l’Albien supérieur sensu stricto. De ce qui précède, on déduit que les faciès wealdiens de la poche d’Hautrage sont plus anciens que l’Albien supérieur sensu stricto, puisque localement recouverts par des sédi- ments de cet âge.

4.6.3. Résultats palynologiques

Nous décrirons tout d’abord le contenu palynologique dominant, nous focaliserons ensuite notre étude sur le pollen d’affinité angiospermienne.

Contenu palynologique dominant

Les faciès wealdiens de la Formation des Argiles d’Hautrage contiennent des palynomorphes d’origine strictement continentale, essentiellement des spores de fougères et, dans une moindre mesure, du pollen d’affinité gymnospermienne (figure 22-F-G). Les extensions stratigraphiques de ces taxons sont très larges, couvrant fréquemment l’ensemble du Juras- sique supérieur et du Crétacé inférieur. Les débris charbonneux forment localement les seuls constituants organiques de la roche (figure 22-H). Parmi les fougères, on citera, sans souci d’exhaustivité, les genres Trilobosporites (planche I, 4, p. 000), Gleicheniidites, Pilosisporites, Cicatricosisporites et Concavissimispo- rites, déjà reconnus par les travaux pionniers de Delcourt & Sprumont (1955). En ce qui concerne le pollen d’affinité gymnospermienne, il s’agit surtout de grains disaccates (planche I, 7). Sont également présents quelques grains rapportés aux genres Eucommiidites (planche I, 13), aux Caytoniales (planche I, 8) et, dans une très faible proportion, des Classopollis (planche I, 9) appartenant aux Cheirolepidiacées (conifères). On notera également la présence de mousses et d’algues (notamment des genres Schizosporis – planche I, 2-3, Botryococcus – planche I, 5, Ovoidites et Tetraporina – planche I, fig. 6) qui ne revêtent aucun intérêt stratigraphique. La macrospore (spore dont la taille > 400 µm) Dijkstratsporites helios (Dijkstra) Potonié 1956 (planche I, 1) est fréquemment reconnue. La distribution verticale de cette espèce est connue du Barrémien supérieur au Santonien, voire au Campanien (Kovach & Batten, 1989). La morphologie de Dijkstrasporites rapporte ce genre aux isoétales (Batten & Koppelhus, 1993), à savoir des lycophytes vivant à proximité immédiate de points d’eau douce (la base de la plante étant probablement dans l’eau). De plus, ces plantes sont hydro- chores (Hemsley et al., 1999), c’est-à-dire que l’eau est le moyen de dispersion des macro spores. Enfin et surtout, nous insisterons sur les grains de pollen d’affinité angiospermienne (planche II, p. 000), pour la première fois reconnus dans les faciès wealdiens de Belgique. www.academieroyale.be

LAes sédiments de la formation des argiles d’hautrage B 63

fusinite Palynofaciès dino continental, Dinoflagellés (dino), nombreuses fusinites, débris charbonneux très peu et spores de palynomorphes

141W-472-136 Lum. Transmise 200 µm 141W-380-45 Lum. Transmise 200 µm

C dino D dino

Dinoflagellés (dino), Dinoflagellés (dino), foraminifère (foram), débris charbonneux foram et spores débris charbonneux et spores

141W-418-63 Lum. Transmise 200 µm Strépy - A18 Lum. Transmise 200 µm E F foram dino Nombreux palynofaciès continental riche en dinoflagellés (dino), dino foraminifère (foram), spores et débris charbonneux grains de pollens et rares spores dino

HAR144 Lum. Transmise 200 µm F.10-39 Lum. Transmise 200 µm G H

palynofaciès palynofaciès continental, continental riche en spores, débris charbonneux grains de pollen et (fusinites) débris charbonneux

TRH3-23,9 Lum. Transmise 200 µm F.10-144 Lum. Transmise 200 µm

Fig. 22. – Palynofaciès : A. unité 1 (Formation des Graviers de Saint-Pierre – Est du Bassin de Mons ; éch. 141W-472-136). B. unité 2 (Formation des Graviers de Saint-Pierre – Est du Bassin de Mons ; éch. 141W-380-45). C. unité 3 (Formation des Graviers de Saint-Pierre – Est du Bassin de Mons ; éch. 141W-418-63). D. Formation de Bracquegnies (coupe des ascenseurs de Strépy – Est du Bassin de Mons ; éch. A18). E. Formation de Catillon (sondage no 1 d’Harchies – Ouest du Bassin de Mons ; éch. HAR 144). F. Formation des Argiles d’Hautrage (éch. F.10-39). G. Formation des Argiles d’Hautrage (éch. TRH3-23,9). H. Formation des Argiles d’Hautrage (éch. F.10-144). www.academieroyale.be

64 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Pollen d’affinité angiospermienne Dès 1891, quelques paléobotanistes recherchèrent vainement des restes macroscopiques d’angiospermes (Newberry, 1891) dans les sédiments à faciès wealdien de Bernissart et l’absence d’angiospermes fût confirmée par la suite (Seward, 1901). Les grains décrits ci-dessous constituent le pollen d’affinité angiospermienne le plus ancien observé dans des sédiments de Belgique ; les premiers angiospermes étant auparavant considérés d’âge sénonien (E. Roche in Robaszynski, 1975). La présente étude palynologique met en évidence l’existence dans les sédiments de la Formation des Argiles d’Hautrage d’au moins deux espèces d’affinité angiospermienne certaine (biorecord SUPERRET-croton et biorecord RETISULC-dentat). biorecord SUPERRET-croton Le biorecord SUPERRET-croton (nomenclature sensu Hughes, planche II, 1, 2, 3, 4) présente une sculpture crotonoïde qui se caractérise théoriquement par l’arrangement régulier, sur le tectum complet ou non, d’éléments assemblés par groupes de six, un groupe étant nommé « rosette » ou « rosace » (Walker & Walker, 1984). Dans les coupes de référence du Weald, ce biorecord est défini dans le forage de Kings- clere (Berkshire, Angleterre ; la figure 23 reprend une carte localisant l’ensemble des sites

WOR = Worbarrow KCE = Kingsclere CS WM = Warlingham GTN = Gayton ALF SKG = Skegness SKG HUN ALF = Alford GTN HUN = Hunstanton CS = Speeton KCE WM WOR Isle of Wight

Fig. 23. – Localisation de sites d’Angleterre mentionnés dans le texte, d’après Hughes (1994, modifié). www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 65 d’Angleterre utilisés dans le cadre de cette section du travail), à la profondeur de 475 pieds et des équivalents CfA SUPERRET-croton ont été retrouvés dans : – le forage de Kingsclere (échantillon K 474), – le forage de Warlingham (Surrey – éch. WM 1333/10, profondeur 1333 pieds), – le forage d’Alford (Lincolnshire – éch. II rg), – la coupe d’Atherfield (Île de Wight, entre les éch. S41 – Formation du Wessex – et S38 – Formation de Vectis), – la coupe d’Atherfield (Île de Wight, éch. BRN 147 – partie supérieure de la Formation du Wessex), – la coupe inférieure de la baie de Compton (Île de Wight, éch. LCB16, niveau 13 – West Hanover Point – Formation du Wessex).

Sur la base d’une étude détaillée dans plusieurs sites d’Angleterre, Hughes démontre que le biorecord SUPERRET-croton est reconnu dans les MCT (« Monosulcate Columel- late Tectate ») phases 3 à 5 sensu Hughes (1994 – figures 24 et 25). Le biorecord SUPERRET-croton pourrait être comparé à l’espèce Stellatopollis hughesii (nomenclature conventionnelle). En Égypte, les grains de Stellatopollis hughesii ont été retrouvés dans des sédiments d’âge barrémien supérieur et aptien inférieur, assuré- ment datés à partir de la flore associée de dinoflagellés (Penny, 1988 ; Penny, 1991 ; Penny, 1992). biorecord RETISULC-dentat Le biorecord RETISULC-dentat (planche II, 5) est défini (Hughes et al., 1979) dans l’échan- tillon 1415/6 du forage de Warlingham (Surrey, Angleterre). Des équivalents CfA RETI- SULC-dentat ont notamment été retrouvés (Hughes et al., 1979 ; Hughes, 1994) dans : – le forage de Warlingham (de 1353 à 1423 pieds de profondeur), – la coupe d’Atherfield (Île de Wight, éch. S44 – Formation du Wessex), – le forage de Hunstanton (aux profondeurs de 155 et 160).

Les figures 24 et 25 montrent que le biorecord RETISULC-dentat apparaît dès la MCT phase 2 sensu Hughes (1994) dans les faciès wealdiens d’Angleterre. Hughes (1994) signale que ce groupe est encore présent dans les faciès wealdiens anglais de la MCT phase 4 mais absent de la MCT phase 5.

Âge du pollen d’affinité angiospermienne L’analyse détaillée précédente nous permet d’affirmer les conclusions suivantes (figure 25). Le biorecord SUPERRET-croton et ses équivalents CfA et CfB sont reconnus dans les MCT phases 3, 4, 5 en Angleterre et dans le Barrémien supérieur à Aptien inférieur en Égypte. Le biorecord RETISULC-dentat et ses équivalents CfA sont reconnus dans les MCT phases 2, 3 et 4 en Angleterre. www.academieroyale.be

66 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

GTS WEST IOW WN NORTH

WOR UCB BRN SYB MCT phases

38 40 5 41 F317 16 APTIAN S64 077 18 WM

43 KCE 44 466 HUN CS S65 074 1047 ALF 120 49 40 LCB 12 474 43 24 4 005 S38 1105 130 47 475 S47 6 27 113 II rg 009 S18 S49 BRN147 1258 685 32

3 140 16 S41 1333

BARREMIAN 1353

155 2 18 S44 1415 015 S32 1423 160 GAY ANTICLINE 52 CQG 39 8 36 31,2-32 121 1 170 18 777 1488 35 1520 210 37 213 0 3 1569

124 HAUTERIVIAN

1773 AL. V

Fig. 24. – Représentation schématique des forages d’Angleterre dont il est question dans ce travail et sur lesquels Hughes (1994) base la stratigraphie du pollen d’affinité angiospermienne des faciès wealdiens du Weald et du Wessex (modifié, d’après Hughes, 1994). Ligne pleine : échantillonnage de Hughes (1994) ; lignes hachurées : carottes disponibles mais non échantillonnées. Les échantillons contenant le biorecord SUPERRET-croton sont repris en caractères italiques, les échantillons contenant le biorecord RETISULC-dentat sont entourés. Les autres échantillons utilisés par Hughes (1994) pour calibrer les phases 3, 4 et 5 sont repris en caractères gras. WOR : Worbarrow ; KCE : Kingsclere Borehole ; IOW : Isle of Wight ; WM : Warlingham Borehole ; HUN : Hunstanton Borehole ; SKG : Skegness Borehole ; CS : Speeton ; ALF : Alford Borehole ; GAY : Gayton Borehole. www.academieroyale.be

Les sédimentsDistributions de verticales la formation des argiles d’hautrage 67

-croton Fig. 25. – Distributions verticales de la macrospore Dijkstrasporites helios et du pollen -dentat helios RETISULC

biorecord d’affinité angiospermienne de la Formation des biorecord

Dijkstrasporites Argiles d’Hautrage. SUPERRET 1 = calibrage des MCT (Monosulcate Collumellate Tectate) phases sensu Hughes ; 2 = calibrage des MCT phases sensu X (pars) (pars) Hughes dans la stratigraphie en incluant ALBIEN ALBIEN la Paleomagnetic evidence sensu Kerth & Hailwood (1988) ; IX 3 = succession des MCT phases en Angleterre (Hughes, 1994) ; 4 = distribution verticale de Dijkstrasporites VIII helios ;

APTIEN APTIEN 5 = distribution verticale du biorecord RETISULC-dentat dans le Weald-Wessex ; VII 5 6 = distributions verticales du biorecord SUPERRET-croton 6A = dans le locus typicus du Weald-Wessex 4 VI (Hughes, 1994), 6B = dans le Nord-Ouest de l’Égypte (Penny, supérieur 1988, 1991, 1992),

supérieur 7 = charte stratigraphique du Gabon (Doyle et 3 V al., 1982). moyen BARREMIEN moyen A B La distribution verticale de la macrospore est

BARREMIEN 2 calibrée sur la nomenclature internationale. Les distributions verticales du pollen d’affinité

inférieur IV angiospermienne d’Angleterre sont calibrées inférieur sur les MCT phases sensu Hughes (1994). Les 1 distributions verticales du pollen d’affinité III angiospermienne des autres régions sont calibrées sur la nomenclature internationale. (pars) (pars) 0 II HAUTERIVIEN HAUTERIVIEN Extension verticale maximale des faciès wealdiens de la Formation des Argiles 1234567 d’Hautrage.

Un âge compris entre les MCT phases 3 et 4 est donc suggéré pour le pollen d’affinité angiospermienne d’Hautrage.

Discussion de la position stratigraphique du pollen primitif d’affinité angiospermienne Quelles sont les équivalences des MCT phases dans la stratigraphie conventionnelle ? Hughes (1994) propose les âges suivants (figure 24). Les MCT phases 0 et 1 correspondent à l’Hauterivien. La MCT phase 2 correspond au Barrémien inférieur à Hauterivien sommital. La MCT phase 3 correspond au Barrémien moyen à supérieur. La MCT phase 4 correspond à la limite Barrémien/Aptien. La MCT phase 5 correspond à l’Aptien. www.academieroyale.be

68 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Les MCT phases 3 et 4 correspondent en outre aux zones V et VI établies au Gabon par Doyle et al. (1977) et Doyle et al. (1982) sur les bases de faunes d’ostracodes et d’ammonites (figures 25 et 26). Dans cette région, les grains du genre Stellatopollis apparaissent au Barrémien moyen à supérieur et disparaissent au sommet de l’Aptien. Toutefois, ces coupes sont uniquement continentales (Hughes, 1994) : un contrôle avec la stratigraphie marine classique ne peut être envisagé. Seule une datation très large peut être déduite de la faune d’ostracodes et de corrélations palynologiques avec des sédiments marins d’Afrique et d’Amérique du Sud (Doyle et al., 1977). Ce dernier auteur ajoute : « […] dating in term of the standard sequence is poor because of the lack of marker fossils of worldwide distribution in Lower Cretaceous lacustrine facies ». Il demeure difficile, voire impossible de dater avec précision les sédiments au contenu paléontologique strictement continental (spores et grains de pollen). Les principales divisions stratigraphiques du Mésozoïque sont en effet fondées sur des taxons marins (ammonites, dinoflagellés, nannofossiles, foraminifères…) de sorte que les coupes stritement continentales sont dépourvues de corrélations fiables et fines avec les zonations marines standards. Par exemple, la datation des coupes strictement continentales de l’Ouest afri- cain (Gabon) reste en toute rigueur très approximative et ne permet qu’un usage régional. Les sédiments déposés dans un environnement continental à fréquentes influences marines (lagon distal, estuaire, delta…) sont les plus à même de fournir soit des successions constituées de niveaux dans lesquels coexistent des taxons marins stratigraphique- ment utiles et des taxons continentaux, soit des successions dans lesquelles s’intercalent des niveaux marins entre les niveaux continentaux. Dans ce type de successions, il est possible de proposer une stratigraphie détaillée des fossiles continentaux et par conséquent, du pollen d’affinité angiospermienne. Du Valanginien au Barrémien terminal/Aptien basal, la sédimentation est essentiellement continentale dans les Bassins du Wessex et du Weald en Angleterre (Batten, 1996) où sont définis les taxons utilisés dans ce travail : les sédiments y sont riches en spores et grains de pollen (Batten, 1974 ; Allen, 1989). Toutefois, dinoflagellés et ammonites s’observent dans certains niveaux (Rawson, 1971 ; Kemper et al., 1981 ; Rawson & Mutterlose, 1983 ; Hughes & Harding, 1985 ; Harding, 1986 ; Harding, 1990). Ces niveaux constituent alors un matériel de choix en vue de calibrer la distribution stratigraphique des spores et grains de pollen associés. Le contenu en dinoflagellés de tels sédiments marins, interstratifiés dans des successions pour le reste continentales, justifie l’essentiel des datations des travaux de Hughes et collaborateurs. Quelques compléments magnétostratigraphiques proviennent d’une récente étude paléomagnétique (Kerth & Hailwood, 1988). Il nous paraît intéressant de détailler ces datations afin d’en cerner la précision. Selon Hughes (1994), la datation de la MCT phase 3 repose sur les positions stratigraphiques des échantillons (figure 24) : – WM 1333/10, issu de la profondeur 1333 pieds du forage de Warlingham, – S41 et LCB 16 de l’Île of Wight. www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 69 N.W. EGYPT WEST AFRICA

ALB X Stellato. IX APT VIII

5 Tricolp. Tricolp. Crisopol. TRAD Afro. VII APT ? 4 PMG Afro. Retimono VI

Croton. Reti- Stellato. 3 mono. Clavati. Clavati. Crisopol. V BARR

Dicheiro 2 IV

Dicheiro. 1 III HAUT

0 II

AB CDEF

Fig. 26. – Stratigraphie des MCT phases sensu Hughes (d’après Hughes, 1994, modifié). Les taxons rencontrés dans les faciès wealdiens belges sont entourés. A. stratigraphie ; B. MCT phases 0 à 5 en Angleterre ; C. apparition de taxons dans le Nord-Ouest de l’Égypte (Penny 1988a, 1991, 1992) ; D. apparition de taxons au Gabon (Doyle et al. 1977, 1982) ; E. divisions dans la succession du Gabon ; F. dernières occurrences de taxons au Gabon. Dicheiro. = Dicheiropollis etruscus ; Clavat. = Clavatipollenites ; Crisopol. = Inaperturopollenites crispolensis ; Stellato. = Stellatopollis ; Retimono.= Retimonocolpites ; Croton. = crotonoïdes ; Afro. = Afropollis ; Tricolp. = Tricolpites. TRAD = limite Barrémien/Aptien traditionnelle ; PGM = limite Barrémien/Aptien en utilisant les données magnétostratigraphiques de Kerth & Hailwood (1988). www.academieroyale.be

70 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

D’après le même auteur, la datation de la MCT phase 4 repose sur les positions stratigraphiques des échantillons (figure 24) : – II rg du forage de Alford, – 47 et 49 de la coupe de Speeton, – WM 1105/4-8, issus de la profondeur 1105 pieds du forage de Warlingham, – K475 à K 466 du forage de Kingsclere, – S38, S47, UCB43, SYB 27, SYB 24, LCB12 and LCB6 de l’Île de Wight.

Certains spécimens reconnus à Hautrage ont également été retrouvés dans les forages de Hunstanton et de Gayton. Sur la base des assemblages de dinoflagellés et de céphalopodes, la stratigraphie des sédiments issus des forages de Alford, Warlingham et de la coupe de Speeton ont été défi- nies (Kemper et al., 1981 ; Rawson & Mutterlose, 1983 ; Harding, 1986 ; Harding, 1990). Les datations reprises ci-dessous sont illustrées à la figure 27. Détaillons et critiquons la stratigraphie proposée. Le sondage de Alford (figure 28) contient de nombreuses intercalations marines (Harding, 1990) ; il constitue donc un outil de choix pour les datations des espèces continentales. L’échantillon II rg (MCT phase 4) situé vers 140 pieds de profondeur, est d’âge barrémien supérieur. La coupe de Speeton (figure 29) contient d’abondants fossiles marins (Neale, 1974). Les échantillons CS 47 et CS 49 (MCT phase 4), très proches l’un de l’autre, sont toutefois situés dans des sédiments « so poorly known that no detailed ammonite biozonation is as yet published » (Harding, 1990). Ces échantillons se placent néanmoins sous l’Aptien basal et très probablement dans le Barrémien supérieur. Dans le forage de Warligham (figure 30), la limite Hauterivien/Barrémien est située vers 1407-1415 pieds de profondeur, sur la base de la flore en dinoflagellés (Harding, 1990). Les sédiments aptiens recouvrent par discordance les faciès wealdiens vers 1050 pieds de profondeur. Les datations des sédiments du Barrémien restent approximatives (Hughes, 1994). L’échantillon WM 1105/4-8 (MCT phase 4) serait plutôt situé dans le Barrémien supérieur, l’échantillon WM 1333/10 (MCT phase 3) plutôt dans la partie supérieure du Barrémien inférieur et les échantillons contenus entre 1353 et 1423 (MCT phase 2) seraient plutôt dans la partie inférieure du Barrémien inférieur, voire dans l’Hauterivien sommital… La Snettisham Clay Formation (MCT phase 2) du forage de Hunstanton (figure 31) contient une faune composées de bivalves, gastéropodes, ammonites et bélemnites du Barrémien inférieur et moyen (Harding, 1990). Certains horizons de la base de la Dersin- gham Beds Formation (MCT phases 0) contiennent une faune d’ammonites de l’Hauteri- vien inférieur (Harding, 1990). Les datations des échantillons du forage de Kingsclere reposent sur le contenu en spores et grains de pollen (Hughes, 1994). Dépourvu de fossiles marins, ce forage ne se prête pas à des datations rigoureuses. Toutefois, entre les profondeurs 466 et 475 pieds (MCT phase 4), les sédiments sont probablement situés sous et très près de la limite Barré- www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 71

GOTT WARLINGHAM

Albian / Aptian Albian 199 W. HESLERTON SPEETON 198 197 192 Aptian Aptian ewaldi 187 Beds 185 1078/1 19.25m 183 Late Barremian 138 ALFORD

ICH022

ICH021 Albian HUNSTANTON 39.00m Aptian 1170 LB1 114 42.5m 1173/1 109 LB2AI Albian al arma Hauteriv. Early Barremian 120/0 100 II rg II ucz 1297/10 145/0 150/0 83 1300 76 160/0 CL19 67 CL18 61 1407 C2C CL17 195/0 56 1413/0 C2D CL15 200/0 50 92.25m

Fig. 27. – Révision stratigraphique de plusieurs forages et coupes nord-européens (d’après Harding, 1990, modifié). Les noms des forages et des coupes auxquels il est fait référence dans ce travail sont entourés. Les successions lithologiques sont à la même échelle, sauf le forage de Warlingham qui est dessiné à une demi-échelle par rapport aux autres.

mien/Aptien (Hughes et al., 1991). Dès lors, l’âge suggéré pour ces échantillons doit être pris avec précaution, bien que probablement barrémien supérieur, voire aptien basal. La datation du forage de Gayton s’appuie uniquement sur des arguments lithologiques (Gallois, 1971 ; Gallois, 1972), sans contrôle paléontologique et il nous paraît délicat, dans ces conditions, de se baser sur ce matériel pour établir une stratigraphie précise appli- cable à l’échelle de plusieurs bassins. Notons qu’en ce qui concerne le forage de Huns- tanton situé dans la même région que le forage de Gayton, la datation suggérée par le contenu en dinoflagellés (Harding, 1990) est différente de celle énoncée par Gallois (1972) sur des bases strictement lithologiques. www.academieroyale.be

72 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Fig. 28. – Succession lithologique du sondage d’Alford (d’après Harding, 1990, modifié). Les échantillons mentionnés dans ce travail sont encadrés. www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 73

Fig. 29. – Succession lithologique de la coupe de Speeton (d’après Harding, 1990, modifié). Les échantillons mentionnés dans ce travail sont encadrés. www.academieroyale.be

74 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

1105

1333

1353

1407 1415 1423

Fig. 30. – Succession lithologique de la coupe de Warlingham (d’après Harding, 1990, modifié). Les échantillons mentionnés dans ce travail sont encadrés. www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 75

Fig. 31. – Succession lithologique de la coupe de Hunstanton (d’après Harding, 1990, modifié). Les échantillons mentionnés dans ce travail sont encadrés. www.academieroyale.be

76 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Les sédiments de l’Île de Wight ont fait l’objet de plusieurs travaux stratigraphiques résumés dans le paragraphe 2.2.1. Nous invitons le lecteur à se référer à ce paragraphe pour prendre connaissance de la position stratigraphique précise des échantillons. L’échantillon F 317 (figure 24), issu des sédiments de l’Atherfield Clay, est caracté- ristique de la MCT phase 5 et se situe indubitablement dans l’Aptien inférieur à partir de l’association d’ammonites et de dinoflagellés (Wach & Ruffell, 1991). Les échantillons S38, UCB 43 et SYB 24 (figure 24) caractérisent la MCT phase 4. Ils sont situés dans la partie inférieure de la Formation de Vectis, d’âge assurément barrémien supérieur (Anderson, 1967). Les échantillons S47 et SYB27 (MCT phase 4) sont situés juste en-dessous du contact entre les Formation du Wessex (d’âge assurément barrémien) et de Vectis. Etant donné que la base de la Formation de Vectis directement sus-jacente est d’âge barrémien supérieur, il est probable que ces échantillons soient d’âge barrémien supérieur (à moyen)… Les échantillons LCB 12 et LCB 6 (MCT phase 4) sont contenus dans la partie la plus supérieure de la Formation du Wessex ; un raisonnement semblable au précédent peut leur être appliqué. Au moyen d’arguments paléomagnétiques, rappelons que la partie supérieure de la Formation de Vectis pourrait être datée de l’Aptien basal (Kerth & Hailwood, 1988 ; Allen & Wimbledon, 1991) : il nous semble qu’un âge aptien basal pour les sédiments de la partie inférieure de la Formation de Vectis (MCT phase 4) soit peu probable. Néanmoins, en toute rigueur, une partie (la plus supérieure ?) de la MCT phase 4 pourrait être d’âge aptien basal. L’échantillon S41 (MCT phase 3) est contenu dans la partie supérieure de la Forma- tion du Wessex (c’est-à-dire sous la partie la plus supérieure de cette Formation qui se situe dans la MCT phase 4). Ici encore, étant donné que la base de la Formation de Vectis sus-jacente est d’âge barrémien supérieur, il est probable que l’échantillon S41 fasse partie du Barrémien moyen à supérieur… Une réflexion semblable est suggérée pour l’échantillon LCB16 (MCT phase 3). Il nous semble difficile de différencier les MCT phases 3 et4à partir des sédiments de l’Île de Wight. L’échantillon S44 (MCT phase 2) est situé dans la partie moyenne de la Formation du Wessex, sous l’échantillon S41. Hughes (1994) place cette partie dans le Barrémien infé- rieur à moyen bien qu’en l’absence de taxons marqueurs, il soit audacieux de suggérer un âge autre que « plus ancien ou équivalent à Barrémien moyen à supérieur (âge de l’échan- tillon S41) ». Nous retiendrons de cette critique stratigraphique les conclusions suivantes. La MCT phase 3 est contenue dans le Barrémien moyen à supérieur. La MCT phase 4 se situe dans le Barrémien supérieur (éventuellement moyen), voire dans l’Aptien basal pour la partie supérieure de la MCT phase si on tient compte de l’in- terprétation stratigraphique basée sur l’étude paléomagnétique de la Formation de Vectis de l’Île de Wight (Kerth & Hailwood, 1988), La MCT phase 5 est indubitablement aptienne. www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 77

4.6.4. Âge des faciès wealdiens de la Formation d’Hautrage

Les extensions verticales des palynomorphes reconnus à Hautrage suggèrent un âge correspondant aux MCT (« Monosulcate Columellate Tectate ») phases 3 et 4 sensu Hughes (1994). Ces phases couvrent une période s’étendant au maximum du Barrémien moyen à l’Aptien basal (figure 25).

4.7. La diagenèse d’enfouissement

Les faciès wealdiens du Bassin de Mons ont été soumis à une diagenèse d’enfouissement très modérée. En effet, les palynomorphes montrent un faible taux d’altération thermique, compris entre 1 et 2 (figure 32). A priori, la faiblesse de la diagenèse autoriserait des inter- prétations paléoenvironnementales et climatiques détaillées de la fraction argileuse…

Couleurs des spores et grains de pollen des faciès wealdiens du Bassin de Mons

Fig. 32. – Échelle de coloration de l’exine des spores et grains de pollen, comparée à d’autres échelles (d’après Taylor, 1995). TAI = Thermal Alteration Index. Les palynomorphes issus des faciès wealdiens du Bassin de Mons sont immatures (TAI compris entre 1 et 2). www.academieroyale.be

78 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

4.8. Minéralogie de la fraction argileuse

Les sédiments à faciès wealdien d’Hautrage sont constitués de quartz α, de lignite, de minéraux argileux, de pyrite, de sidérose, d’(hydr)oxydes de fer et de minéraux accessoires (rutile, ilménite, zircon…). Nous porterons ci-dessous une attention particulière aux miné- raux des argiles.

Échantillonnage Nonante-sept échantillons des faciès wealdiens de la Formation d’Hautrage ont fait l’objet d’une analyse en diffraction des rayons X (DRX) de la fraction < 2 µm (= fraction argileuse).

Résultats Les résultats sur les sédiments de la Formation des Argiles d’Hautrage (figure 33) confirment et précisent les observations de Robaszynski (1975a, voir paragraphe 2.3.2). La fraction argileuse contient des proportions variables de kaolinite (13 à 62 %), illite (0 à 44 %), chlorite (0 à 17 %), interstratifié illite-smectite (Reichweite) R = 0 (0 à 75 %), interstratifié chlorite-smectite (0 à 41 %), interstratifié illite-smectite (Reichweite) R = 1 (0 à 15 %) et interstratifié kaolinite-smectite (0 à 16 %). La kaolinite constitue le seul minéral présent dans tous les échantillons de la succession. L’interstratifié illite-smectite (Reichweite) R = 0 sera appelé interstratifié R = 0 dans la suite de ce travail. À partir de la minéralogie des argiles, la succession peut être divisée en sept unités dont les caractéristiques principales sont reprises sur la figure 33.

Interprétation La division basée sur le contenu en minéraux argileux est globalement indépendante des divisions lithologiques : il ne semble pas y avoir de liaison entre la minéralogie argileuse et la lithologie.

Kaolinite Les teneurs en kaolinite sont relativement constantes dans la succession. Plusieurs arguments plaident en faveur d’une origine détritique de la kaolinite. Tout d’abord, l’étude au MEB ne montre pas de kaolinite « en accordéon », typique de kaolinite in situ. Ensuite, les proportions de kaolinite ne sont pas dépendantes des proportions d’une autre phase minérale, suggérant que la kaolinite n’est pas (néo-, trans-)formée aux dépens d’une autre phase minérale. De plus, l’étude au MET montre que les plaquettes de kaolinite ont des bordures assez érodées, suggérant un transport des particules. Enfin, la proportion de kaolinite n’est pas significativement plus élevée dans les niveaux de paléo- www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 79

Unités Minéralogie de la fraction Unités lithologiques argileuse minéralogiques Caractérisation minéralogique (< 2 µm) Couverture cénomano - de l’unité 235 turonienne

Alternances de sables et K d'argiles silteuses 7 Interst. R=0

Illite J Dominante 6 200 sableuse

Interst. R=0 Argiles + et 5 Illite argiles I silto-sableuses gris foncé Illite + interst. R=0 4 + Interst. C-S 150 Alternances d'argiles gris clair à ocre H riches en sidérose Illite et de 3 + sables argileux Interst. C-S gris foncé

Alternances d'argiles grises et G d'argiles silteuses claires

100 Dominante Ill. F sableuse

E Argiles foncées Interst. R=0 + Argiles souvent Interst. C-S bariolées + à 2 D nodules Ill. Illite

de sidérose (localement) F a c i è s w e a l d i e n s d' H a u t r a g e g a r t u a H d' s n e i d l a e w s è i c a F 50

Argiles gris moyen et Ill. B/C gris foncé silteuses

Ill. Argiles souvent bariolées à A nodules de Illite sidérose 1 + Interst. C-S 0 soubassement namurien

Epaisseur estimée des faciès wealdiens d'Hautrage (pendages moyens 27.7° au sommet et 10° à la base) Composition minéralogique de la fraction argileuse

Kaolinite Interstratiﬁé illite-smectite R=0

Illite Interstratiﬁé chlorite-smectite

Chlorite Interstratiﬁé illite-smectite R=1

Interstratiﬁé kaolinite-smectite

Fig. 33. – Composition minéralogique de la fraction < 2 µm des faciès wealdiens de la « poche » d’Hautrage. www.academieroyale.be

80 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage sols (figure 33), là où une éventuelle néoformation de kaolinite et d’halloysite pourrait être généralement suggérée, comme dans le cas des faciès wealdiens au Nord-Est de la France (Meyer, 1997). À l’instar de Godfriaux & Robaszynski (1970), nous en déduisons que la kaolinite des faciès wealdiens du Bassin de Mons est d’origine détritique. Nous discuterons des régions sources de cette kaolinite héritée plus loin dans ce chapitre.

Interstratifié illite-smectite R = 0 Les plus fortes teneurs en interstratifié illite-smectite (I-S) R = 0 sont contenues dans les sédiments de l’unité I (= argiles plastiques et argiles silto-sableuses gris foncées à noires) et dans une moindre mesure dans les sédiments des unités J et K. Deux causes peuvent être a priori évoquées pour expliquer ces fortes teneurs : La permière cause serait un héritage : à l’échelle du 3e ordre, l’interstratifié illite-smectite R = 0 est classiquement plus abondant en période de haut niveau marin qu’en période de bas niveau marin (Deconinck, 1992), La seconde cause serait une formation in situ. L’analyse au MET montre que l’interstratifié I-S R = 0 possède trois types de morphologies : un interstratifié I-S R = 0 à bord diffus et irréguliers, d’aspect « floconneux », un interstratifié I-S R = 0 présentant des excroissances assez régulières et un interstratifié I-S R = 0 formé de fines lattes (≈ 0.05 µm de large) fréquemment orientées à 60° ou 120° les unes par rapport aux autres (figure 34). La dernière morphologie est clairement incompatible avec une origine détritique : l’interstratifié I-S R = 0 est nécessairement formé in situ (authigènes) ; le transport lié à l’héritage aurait mécaniquement dégradé les particules lattées (Wilson & Pittman, 1977). Dans la « poche » d’Hautrage, cette morphologie particulière de l’interstratifié I-S R = 0 se rencontre principalement dans les sédiments silto-sableux. Par contre, comme signalé ci-dessus, les teneurs totales en interstratifié I-S R = 0 sont globalement indépendantes des lithologies. La détermination minéralogique de ces minéraux lattés résulte d’études par micro- diffraction au MET, micro-analyses chimiques au MET et MEB. En outre, nous avons effectué un test au lithium (Greene-Kelly, 1953) sur les fractions < 0.2 µm (lattes) et < 2 µm (interstratifié I-S R = 0 « floconneux ») ; nous en déduisons que l’interstratifié I-S R = 0 latté et floconneux est de type montmorillonite assez riche en fer. En sus, un test de saturation au K+ permet de différencier (Thorez, 1998) : – le matériel smectitique transformé à partir d’illite parentale qui, grâce à une « mémoire structurale », « récupère » le potassium dans les espaces interfoliaires et retrouve son statut d’illite, – le matériel smectitique néoformé à partir de l’altération d’autres silicates d’alumine.

Dans le cas des faciès wealdiens du Bassin de Mons, l’interstratifié I-S R = 0 latté fait partie des deux catégories reprises ci-dessus. Ceci suggère que l’interstratifié I-S R = 0 www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 81

Formation des Graviers de Saint-Pierre “Cénomanien à faciès wealdien” (Est Bassin de Mons) (Est du Bassin de Mons) éch. 141W472 éch. 141W418G-9,5

0,5 µm

Formation des Graviers de Saint-Pierre (Est Bassin de Mons) éch. 141W472

1 µm 0,5 µm

Formation des Argiles d’Hautrage (Ouest Bassin de Mons) éch. SIL3

Wessex Formation (Ile of Wight - Angleterre) éch. BSWX17 0,2 µm

0,1 µm

Fig. 34. – Interstratifié illite-smectite R = 0 latté et à excroissances régulières. www.academieroyale.be

82 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage latté proviendrait à la fois de la transformation d’illite et de la transformation d’autres silicates. L’interstratifié I-S R = 0 floconneux fait également partie des deux catégories reprises ci-dessus. Les tests ne mettent pas en évidence de différences minéralogiques significatives entre l’interstratifié I-S R = 0 latté et l’interstratifié I-S R = 0 floconneux. La nature du nucléus sur lequel se développent l’interstratifié I-S R = 0 latté est variable : des analyses microdiffractométriques couplées à des micro-analyses chimiques au MET démontrent qu’il s’agit soit d’illite, de kaolinite, de chlorite, de quartz ou de matériel smectitique pré-existant. Le matériel smectitique latté authigène a déjà été reconnu dans divers sédiments marins, à savoir les sédiments albo-aptiens du Boulonnais et du Pays de Bray (Holtzapffel & Chamley, 1983 ; Holtzapffel, 1985), les sédiments paléogènes de l’Atlantique Nord, du Nord de la France et de Campine (Belgique) – sondages de Kallo et de Mol (Holtzapffel & Chamley, 1983 ; Clauer et al., 1984), le Cénomanien de l’Atlantique Nord (Clauer et al., 1984), les sables de l’Oligocène et du Miocène de l’Ouest de l’Atlantique Nord – New Jersey (Vanderaveroet & Deconinck, 1997), le Cénomanien du Boulonnais et du Pays de Caux (Deconinck et al., 1991), des sédiments actuels et anciens au sein d’environnements évaporitiques (Hover et al., 1999) et des dépôts actuels dans les grands fonds à l’Ouest des Marquises (Hoffert, 1980). En revanche, ce type de matériel est, à notre connaissance, pour la première fois décrit dans des sédiments franchement continentaux, cas des faciès wealdiens de l’Ouest du Bassin de Mons (Yans et al., 2003b). La formation in situ d’interstratifié I-S R = 0 latté nécessite une préalable mise en solution de cations, d’alumine et de silice. Aux températures de surface (≈ 10-20°C), les solu- bilités de l’alumine et de la silice augmentent fortement en présence de conditions basiques (autour de pH 8-9 pour la silice et 10 pour l’alumine). Il est probable que les faciès wealdiens ait subi des pH basiques durant la diagenèse (très) précoce. Les fluides de pH basique, associés à la formation d’interstratifié I-S R = 0 latté, pourraient être ceux mis en jeu pour la formation de la sidérite à carbone d’origine minéral (voir plus loin au paragraphe 4.9)… Nous verrons plus loin que l’interstratifié I-S R = 0 latté a également été mis en évidence dans le « Cénomanien à faciès wealdien » de l’Est du Bassin de Mons et les faciès wealdiens du Bassin du Wessex.

Interstratifié à feuillets smectitiques Les sédiments à faciès wealdien de la poche d’Hautrage se caractérisent par d’assez fortes teneurs en interstratifié chlorite-smectite (figure 33). Ces derniers sont néanmoins peu représentés dans la partie supérieure de la succession (unités I, J et K), là où le matériel smectitique est relativement abondant. Dans toute la succession, les minéraux de type interstratifié contiennent toujours un composant smectitique. Nous voyons dans ces minéraux des états intermédiaires du processus de smectitisation décrits ci-dessus sur différents substrats (chlorite, illite, kaolinite)… À l’appui de cette hypothèse, on remarquera que les teneurs en interstratifié I-S www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 83

R = 0 sont complémentaires des teneurs en interstatifiés chlorite-smectite, suggérant un lien génétique entre ces deux phases minérales. En outre, l’interstratifié I-S R = 0 à excroissances régulières pourrait également s’interpréter comme des états intermédiaires entre le matériel floconneux et le matériel latté (Holtzapffel & Chamley, 1983).

Chlorite, illite Ces minéraux sont classiquement hérités des massifs environnants (Chamley, 1989).

Origine du matériel argileux hérité Dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons, la kaolinite, la chlorite, l’illite et une partie du matériel smectitique sont héritées. La (les) région(s) source(s), doit (doivent) contenir une quantité suffisante de kaolinite pour assurer l’alimentation des faciès wealdiens. Seule une épaisse saprolite (frange d’un profil d’altération, riche en kaolinite) est à même de fournir une telle quantité de kaolinite. Les sols trop peu épais, ne peuvent fournir qu’une infime quantité de kaolinite (Wyns, 2002). La kaolinite est un minéral dont les capacités de transport par l’eau sont limitées ; elle se sédimente rapidement dans les régimes hydrodynamiques classiques (Deconinck, 1992). En conséquence, la région source n’était vraisemblablement pas très éloignée du Nord du Bassin de Mons, où sont localisés les sédiments à faciès wealdien. Sur ces dernières bases, deux régions peuvent être retenues retenues : le Sud du Massif du Brabant et le Nord-Ouest du Synclinorium de Namur. Les tailles (parfois pluricentimétriques) des fragments de quartzites dans les faciès wealdiens suggèrent une énergie de transport élevée, uniquement compatible avec de fortes dénivellations et des distances limitées entre la source et le lieu de dépôt : l’altitude des régions sources était probablement beaucoup plus importante que celle de l’aire de dépôt (Cornet, 1927a). À partir d’arguments de nature karstologiques, eustatiques et géomor- phologiques, Quesnel (2003) suggère des paléoaltitudes comprises entre 1500 à 2000 m pour le Nord-Ouest du Synclinorium de Namur (« Nord du Bassin de Mons ») et le Massif du Brabant. Nous reprenons brièvement ci-dessous les différents outils utilisés afin de définir l’origine du matériel hérité.

Minéraux lourds L’association almandin-spessartine, qui caractérise les sédiments du Massif du Brabant, constitue les grenats dominants des dépôts turoniens du Hainaut (Vandersluys, 1991). L’auteur extrapole ces résultats et suggère que les minéraux lourds piégés dans les sédi- ments crétacés du Hainaut proviennent du Massif du Brabant sans toutefois analyser en détails les faciès wealdiens du Bassin de Mons proprement dits. Une approche similaire basée sur le contenu en tourmalines des faciès wealdiens du Nord-Ouest européen (Allen, 1972) conduit à la même conclusion : les minéraux lourds des faciès wealdiens européens proviennent du Massif du Londres-Brabant. www.academieroyale.be

84 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Origine des minéraux et roches dans les sédiments à faciès wealdien Les constituants pétrographiques et minéralogiques des faciès wealdiens du Bassin de Mons ont été étudiés en détail lorsqu’étaient ouvertes de nombreuses carrières. Les constituants rocheux démontrent une origine septentrionale : le quartz laiteux y domine et ne peut provenir que des veines lardant le Silurien et le Cambrien du Brabant (Cornet, 1927c). Les éléments minéralogiques accessoires semblent dériver des phyllades et schistes du Silurien et Cambrien du Brabant (Cornet, 1901). Sur la base d’un examen pétrographique, les galets et grains de quartz des faciès wealdiens sont associés aux phyllades et filons cambro-ordovicien du Massif du Brabant (Quinif et al., 1993). Il est connu depuis longtemps que le Synclinorium de Namur est dépourvu de roches du Dévonien inférieur alors que ces roches affleurent dans le bord Nord du Synclinorium de Dinant. Quelques fragments issus des vieux grès rouges, d’âge dévonien inférieur, ont certes été reconnus dans les faciès wealdiens de Soignies (Cornet, 1899) mais ces découvertes ont été remises en cause par Cornet (1927) : « F.L. Cornet et A. Briart citent le vieux grès rouge parmi les éléments des cailloutis du Wealdien du Hainaut ; nous sommes persuadés qu’ils ont pris pour tel la roche, souvent rouge, des galets provenant du poudingue Gvap [= Givétien] du Nord du bassin de Namur ». D’après Cornet (1927), on ne retrouve aucune contribution provenant du Dévonien inférieur dans les sédiments à faciès wealdiens. En conséquence, les constituants remaniés dans les sédiments à faciès wealdien trouveraient leur origine au Nord. Cependant, Cornet (1927) souligne également la présence de phtanites du terrain houiller inférieur (« Assise de Chokier »), de cherts du calcaire carbonifère, de grès ou psammites famenniens (peu fréquents) et de beaux galets bien roulés de quartzite et de grès blancs, rougeâtres ou souvent rougis à l’extérieur, qui ont été arraché au puissant conglo- mérat que l’on trouve à la base du Dévonien, au Nord du bassin géologique de Namur. Cornet souligne l’apport possible en provenance du Synclinorium de Namur.

Thermoluminescence artificielle des quartz Les courbes de thermoluminescence artificielle des grains de quartz issus des faciès wealdiens du Bassin de Mons sont similaires à celles des sédiments yprésiens très vraisemblablement hérités du Massif du Brabant (Ertus, 1990). On pourrait en déduire un apport des quartz contenus dans les faciès wealdiens en provenance du Massif du Brabant…

Palynomorphes hérités ? Aucun palynomorphe hérité (du Paléozoïque inférieur ou supérieur) n’est retrouvé dans les préparations palynologiques.

Fraction argileuse Marlière (1947) et Godfriaux & Robaszynski (1971) s’accordent à attribuer deux origines potentielles aux minéraux argileux des faciès wealdiens : le Massif du Brabant et le soubassement (schistes du Namurien) du Bassin de Mons alors naissant. www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 85

Les minéraux argileux qui forment la masse fondamentale des argiles wealdiennes sont dus en majeure partie au lessivage des schistes et arkoses du Cambro-Silurien brabançon et des roches houillères (Marlière, 1947). [les sédiments à faciès wealdien seraient] alimentés par des cours d’eau descendants des hauts-pays du Nord et peut-être du Sud (bien que jamais encore des galets de Dévonien infé- rieur n’aient été découverts dans le Wealdien). […] toute la kaolinite ne peut être héritée de l’altération des roches du Brabant ; une hypothèse acceptable serait qu’à l’époque post-houillère, un milieu continental lessivant provoque la destruction sur sols acides des réseaux des minéraux micacés empruntés aux schistes et psammites du socle. Ensuite, la kaolinite s’édifie à partir des éléments silicatés et alumineux libérés et ceci dans un milieu démuni de cations. la kaolinite nouvellement formée est alors transportée vers les zones lacustres où elle se dépose en compa- gnie des illites et des micas non dégradés. (Godfriaux & Robaszynski, 1971)

Afin de compléter cette étude, nous avons daté par géochronologie K-Ar plusieurs échantillons de matériel micacé issu des faciès wealdiens. Il est en effet possible de distin- guer leur origine, en se basant sur le postulat suivant : le Synclinorium de Namur comprend un clivage schisteux varisque ; ce qui n’est pas le cas du Massif du Brabant, uniquement soumis à l’orogenèse calédonienne (Mansy et al., 1999 ; Debacker, 2002). L’âge du matériel illitique lié à l’orogenèse calédonienne diffère de celui lié à l’orogenèse varisque. Les roches phyllitiques du Paléozoïque inférieur sur le Massif du Brabant sont datées de 401 ± 13 Ma (André et al., 1981). L’orogenèse varisque atteint tardivement (il y a moins de 300 millions d’années, Fielitz & Mansy, 1999) le Nord du Synclinorium de Namur. En conséquence, si le Massif du Brabant constitue l’unique source du matériel argileux des faciès wealdiens, l’âge de l’illite est égal ou plus ancien que 400 Ma. Le tableau 2 ci-dessous reprend les datations K-Ar menées sur des échantillons de faciès wealdiens.

Tableau 2. Âges apparents K-Ar du matériel micacé des faciès wealdiens du Bassin de Mons.

No échantillon Localisation Fraction granulométrique Âge apparent K-Ar (Ma) HAUT54,1 forage F.10 – 54,1 m < 0,5 µm 333, 5 ± 4,8 SIL3-C ancienne carrière Silargyl < 1 µm 352,0 ± 14 SIL3-B ancienne carrière Silargyl < 2 µm 369,0 ± 14 HAUT54,1/A forage F.10 – 54,1 m 4 µm < x < 8 µm 396, 0 ± 16

Les âges apparents K-Ar diffèrent selon la fraction granulométrique analysée. Les particules les plus fines sont les plus récentes. Cela traduit vraisemblablement l’héritage de grandes particules de muscovites anciennes. Ces particules se retrouvent non seulement dans le Massif du Brabant mais également dans les schistes namuriens du Synclinorium de Namur. L’âge apparent des fractions les plus fines est cohérent avec l’âge de l’orogenèse varisque. Ceci suggère une importante contribution du matériel illitique en provenance du Nord-Ouest du Synclinorium de Namur, affecté par l’orogenèse varisque. www.academieroyale.be

86 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Géométrie du contact entre les faciès wealdiens et les schistes houillers Dans la « poche » d’Hautrage, les faciès wealdiens présentent actuellement un pendage de 10 à 25° vers le Sud alors que le contact entre les sédiments à faciès wealdien et le socle namurien suit une pente < 10° vers le Sud. Cette disposition géométrique, déjà soulignées par Cornet (1899), est schématisée à la figure 35. En considérant que les sédiments wealdiens se sont déposés globalement à l’horizon- tale, il est possible de reconstituer l’allure du contact entre les sédiments à faciès wealdien et les schistes houillers sous-jacents, à l’époque du dépôt des premiers faciès wealdiens. Une pente vers le Nord (et non vers le Sud) est alors observée (figure 35). Un apport méri- dional pourrait être envisagé, à partir du Synclinorium de Namur.

A. Situation actuelle pendage des faciès wealdiens pendage du contact NSentre les faciès wealdiens et le socle namurien faciès wealdiens sous-jacent.

socle namurien

100 m

B. Situation au Barrémien moyen- Aptien basal

NS faciès wealdiens Apports sédimentaires

socle namurien 100 m

Fig. 35. – Allure schématique des pendages des faciès wealdiens et du contact entre les faciès wealdiens et les schistes namuriens sous-jacents : A. actuellement ; B. durant le Barrémien moyen – Aptien basal, en considérant que les faciès wealdiens se sont globalement déposés à l’horizontal. www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 87

Il en va de même à l’Est du Bassin de Mons (site de Thieu) où les sédiments à faciès wealdien ont un pendage de 7 à 10° vers le Sud alors que l’inclinaison de la surface primaire est de 3 à 4° dans le même sens. Là également, en considérant un dépôt horizontal des sédi- ments à faciès wealdien, on conclut à une pente de la paléotopographie vers le Nord !

En conclusion Les constituants à granularité grossière (quartzites, minéraux lourds, muscovites, …) des faciès wealdiens proviennent du Massif du Brabant. En revanche, une partie au moins des fractions fines est issue de la saprolite développée dans les schistes namuriens duNord- Ouest du Synclinorium de Namur.

4.9. Sidéritisation et pyritisation

La pyrite (FeS2) est fréquente dans les sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons. Elle semble associée à la matière organique.

Dans les faciès wealdiens, la sidérite (FeCO3) revêt trois habitus : des concrétions pluri- centimétriques limitées à certains niveaux (figure 36-A), des grains millimétriques limités à certains autres niveaux (figure 36-B-C-D-E-G) et une matrice ou ciment (figure 36-F) limitée à certains niveaux. Dans les grains millimétriques, le remplissage de sidérite est centripète (figure 36-C- D-E). La sidérite montre trois morphologies successives : sidérite granulaire, sidérite « en aiguilles » et sidérite granulaire (micrograins) d’allure sphaerolitique. La sidérite de la matrice et des concrétions est constituée de micrograins semblables à ceux des première et troisième phases du remplissage. Nous avons échantillonné et analysé les rapports isotopiques du carbone des diffé- rents types de sidérite. Les rapports isotopiques du carbone de la sidérite varient selon les habitus (tableau 3). Le rapport isotopique du carbone de la sidérite en concrétions varie de −10,9 à 8,17 ‰ et augmente du centre vers l’extérieur de la concrétion. Le rapport isotopique du carbone de la sidérite en grains se situe entre −21,7 et −27,3 ‰. Le rapport isotopique du carbone de la sidérite de la matrice du sédiment est variable. La formation précoce de sidérite au sein de sédiments riches en matière organique est un phénomène bien documenté (Postma, 1982). Elle pourrait en partie résulter de la dégra- dation de la matière organique par l’activité bactérienne (Mortimer et al., 1997 ; Wilkinson et al., 2000). La sidérite a alors un rapport isotopique du carbone très léger. Nous obser- vons de tels rapports isotopiques légers dans les grains de sidérite et certaines matrices (entre −21,7 et −27,3 ‰). Une origine organique du carbone de ces types de sidérite est www.academieroyale.be

88 Les sédiments de la formationA B des argiles d’hautrage Concrétion

1 mm

0,2 mm C D 1 3 2

vide 2

320 µm 1

F E

quartz

vide

130 µm 510 µm G

Fig. 36. – Morphologies sidéritiques dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons. Remarquer les trois types d’habitus : concrétion, grain et ciment. A. Concrétion sidéritique B. Grains millimétriques C, D et E. remplissage centripète « en aiguilles » de sidérite dans les grains. Remarquer les trois générations du remplissage (notées 1, 2 et 3 en vert) F. Matrice sidéritique 500 µm G. Grain de sidérite sphaerolitique TRH1-63,5 NC-Lumière transmise www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage 89

Tableau 3. Rapports isotopiques du carbone de la sidérite des faciès wealdiens d’Hautrage. TOC = Total Organic Carbon.

Échantillon Caractères de l’échantillon TOC δ13C (‰ PDB) SID.A centre de concrétion 5,976 −10,9 partie intermédiaire de SID.B 6,726 −9,31 concrétion SID.C extérieur de concrétion 6,434 −8,17 HT2-20,1 grains mm 6,913 −21,68 SID.D (TRH1-66,5 > 160 µm) grains mm 9,341 −27,29 HT1-31,6 matrice 6,746 −9,71 HT2-10,0 matrice 7,149 −25,13

Tableau 4. Rapports isotopiques du carbone de la matière organique des sédiments à faciès wealdien d’Hautrage.

Échantillon TOC δ13C (‰ PDB) HT2-20,1 6,913 -23,11 HT1-31,6 6,746 -22,88 HT2-10,0 7,149 -23,20 HT1-34,5 1,061 -24,62 F.10-133,7-bois 48,64 -22,18 F.10-133,7 33,65 -22,85 F.10-138,8-bois 26,99 -22,42 F.10-138,8 1,658 -22,51

envisagée. Notons que des valeurs comparables se retrouvent dans la matière organique des faciès wealdiens (tableau 4). En revanche, les rapports isotopiques des concrétions sont plus élevés et se rapprochent des valeurs classiquement observées dans les phases minérales carbonatées. On peut en déduire une origine minérale du carbone de ces concrétions sidéritiques. Ce dernier argument plaiderait en faveur d’une migration de fluides carbonatés dans les faciès wealdiens d’Hautrage. Les rapports isotopiques de la matrice sidéritique témoigneraient d’une origine mixte (matière organique et carbonates). Le fer nécessaire à la formation de sidérite proviendrait de l’oxydation très précoce de silicates ferrifères et de la pyrite (Descostes et al., 2002). www.academieroyale.be

90 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

4.10. Paléosols (altération de la sidérite et de la pyrite)

La présence de niveaux d’argiles rouges, bigarrées ou bariolées (figure 37) est connue depuis longtemps dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons. Dans la Formation des Argiles d’Hautrage, ces niveaux sont essentiellement contenus dans les deux unités (A et D) qui occupent la partie inférieure de la succession (figure 21). Toutefois, insistons sur le fait que ces deux ensembles constituent une succession de niveaux plus ou moins rougies dans lesquels s’intercalent des niveaux d’argiles noires, grises et blanches. Des paléosols semblables sont également observés dans l’unité 1 des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons (figure 11) où la présence de traces de végétation est connue depuis longtemps. Bommer (1891) décrit en effet dans les faciès wealdiens de Bracquegnies, « les restes d’une plante qui s’est développée dans les alluvions au moment de leur dépôt ; la position de ces débris étant toujours perpendiculaire à la surface des couches qui les contiennent ». De même, des sables peuvent être localement indurés en grès à grain fin, très compact, blanc ou grisâtre, dans lesquels on observe quelques traces de racines (Cornet, 1899). Les faciès wealdiens du Bassin de Mons contiennent de nombreux paléosols qui se concentrent dans deux unités situées dans la partie basale des successions générales, que ce soit dans l’Ouest ou l’Est du bassin. L’analyse chimique des échantillons suivants, récoltés dans deux paléosols et consti- tués d’argile rouge et de sidérite, démontre les fortes teneurs en fer (tableau 5). Les analyses en Fe2+, Fe3+ et C (tableau 6) démontrent que le fer se présente essentielle- 2+ ment sous la forme de Fe associé à la sidérite, comme en témoigne la forte teneur en CO2 total (CO2 dégagé lors du chauffage du carbonate) et la faible teneur en C organique. On observe que la pyrite est totalement dissoute (faible teneurs en S total). Le reste du fer est présent sous la forme de Fe3+, probablement associé aux hydroxydes de fer. La nature pédologique de ces niveaux est attestée par la présence de textures caracté- ristiques : black pebbles, rhizolites, figures d’illuviation et figures de cracking (figure 37-E- F-G-H-I) sont autant de composants diagnostiques. Remarquons toutefois que ces critères caractérisent des paléosols assez immatures (Machette, 1985). Un examen pétrographique démontrent que la couleur rouge provient de la relativement forte teneur en (hydr)oxydes de fer, elle-même associée à la dissolution de la sidérite en grains (figure 37-B-C-D). On remarquera que seule une frange de sidérite est oxydée ; les parties les plus internes et externes du grain sont épargnées par l’altération pédologique. Cette succession plaide en faveur d’une altération pédologique intercalée entre deux périodes de sidéritisation. Trois phases sont reconnues et interprétées de la façon suivante. On oberve en premier lieu une sidéritisation sous la forme de grains, associée à l’acti- vité bactérienne très précoce, suivie par une altération pédologique (dans certains niveaux uniquement) de la frange externe de ces grains de sidérite. Une nouvelle phase de sidériti- sation plus tardive est enfin reconnue, sous la forme de concrétions et/ou de ciment. www.academieroyale.be

Les sédiments de la formation des argiles d’hautragegrain de sidérite B 91 A en partie oxydé

matrice

TRH1-63,5 Bino-Lumière transmise 2 mm

matrice siderite C non oxydée D grain de sidérite en partie oxydé siderite

oxyde de fer Matrice argileuse TRH1-63,5 Bino-Lumière transmise 0,7 mm TRH1-63,5 Lumière transmise 200 µm E F

141W-472-133 Lumière transmise 1 mm TRH3-47,2 Lumière transmise 1 mm G H

TRH3-47,2 Lumière transmise 1 mm 141W-472-133 Lumière transmise 1 mm I

Fig. 37. – Paléosols dans les faciès wealdiens. A. allure de l’argile « bigarrée » sur le terrain. B. oxydation de grains de sidérite dans la matrice argileuse. C. agrandissement de B. D. oxydation d’une partie d’un grain de sidérite ; les oxydes de fer se développent sur une frange. E. « black pebble ». F. rhizolite. G. figure d’illuviation. H. et I. figure de TRH3-47,2 Lumière transmise 1 mm « cracking ». www.academieroyale.be

92 Les sédiments de la formation des argiles d’hautrage

Tableau 5. Composition chimique d’échantillons de paléosols bariolés des sédiments à faciès wealdien d’Hautrage.

/oxyde (%) MnO MgO CaO PF Éch. SiO2 Al2O3 Fe2O3 Na2OK2O TiO2 P2O5 HT1-31,6 25,3 6,13 42,75 0,51 0,45 1,24 0,06 0,32 0,56 0,21 22,14 HT1-44,9 8,86 3,93 54,63 0,48 0,54 2,53 - 0,21 0,2 0,14 28,18

Tableau 6.

Valence du fer, teneurs en CO2 total, en carbone organique et e n soufre total dans des échantillons de paléosols bariolés des sédiments à faciès wealdien d’Hautrage.

élément (%) 2+ 3+ Éch./ Fe Fe CO2 total C org. S total HT1-31,6 33,02 9,73 23,93 0,07 0,11 HT1-44,9 42,76 11,87 31,76 0,03 0,014

4.11. Résumé des principaux acquis relatifs aux faciès wealdiens d’Hautrage

La succession lithologique complète des faciès wealdiens de la Formation des Argiles d’Hautrage regroupe des types lithologiques très variés sur 235 mètres d’épaisseur au minimum. La révision du contenu palynologique montre, parmi une riche flore d’eau douce, la présence de pollen d’affinité angiospermienne. Le milieu de dépôt et l’âge de la sédimentation sont précisés : les sédiments se sont déposés dans une plaine alluviale durant une période comprise entre le Barrémien moyen à l’Aptien basal. Les faciès wealdiens d’Hautrage ont subit une diagenèse précoce qui s’étale en trois phases. Dans un premier temps (stade très précoce), on constate la formation de pyrite et de grains de sidérite dont le carbone est d’origine organique. Dans un second temps, les grains de sidérite et de pyrite sont altérés en (hydr)oxydes de fer. Les niveaux rouges qui résultent de cette altération pédologique, sont principalement observés à la base de la succession. Dans un troisième et dernier temps (stade plus tardif), on reconnaît une nouvelle phase de sidéritisation dont le carbone serait (en partie ?) d’origine minérale. www.academieroyale.be

Chapitre 5

Les sédiments à faciès wealdien de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe (Bernissart, Ouest du Bassin de Mons)

5.1. Âge de la couverture des faciès wealdiens

Les sédiments les plus anciens de la couverture font partie de la « Meule », d’âge albien moyen à supérieur (Marlière, 1939b). Ils recouvrent les faciès wealdiens piégés dans le puits naturel de Bernissart. Les faciès wealdiens sont dès lors plus anciens que l’Albien moyen. D’autres sédiments, d’âges vraconnien, cénomanien, turonien, sénonien, landénien et quaternaire (Marlière, 1977 ; Nasdrovisky, 1989), ont ensuite scellé le puits naturel.

5.2. Datation à partir de la faune de dinosaures

Le « Cran aux Iguanodons » de Bernissart est mondialement connu dans le domaine de la Paléontologie des Vertébrés. Entre 1878 et 1881, les os d’au moins vingt-neuf spécimens d’Iguanodons ont été extraits des sédiments à faciès wealdien du Cran, à 322 et à 356 mètres de profondeur. Vingt-huit de ces spécimens appartiennent à l’espèce Iguanodon bernissartensis (Boulenger, 1881) et un seul à l’espèce Iguanodon atherfieldensis (Hooley, 1824). Vingt-quatre squelettes d’I. bernissartensis peuvent être considérés comme plus ou moins complets (Norman, 1980). L’un des squelettes remontés de la Fosse est l’holotype (holotype IRScNB-R51 ; catalogue n°1534) de l’espèce Iguanodon bernissartensis. L’état de conservation des fossiles est remarquable ; historiquement, les Iguanodon constituent la première découverte de squelettes complets de dinosauriens (Dollo, 1882 ; Norman, 1980). Outre les célèbres Iguanodons, on découvrit également une phalange d’un dinosaure qui pourrait être Altispinax dunkeri Dames 1884 mais cette « détermination », basée sur une unique phalange, reste sujette à caution (P. Godefroit, comm. pers.). Furent également extraits du Cran près de trois mille poissons, six tortues, plusieurs restes de crocodiles, un amphibien proche de la salamandre, deux fragments d’insecte, les restes de nombreux végétaux ainsi que plusieurs morceaux d’ambre (Dollo, 1882 ; Dollo, 1883 ; Dollo, 1884 ; Dollo, 1885b ; Dollo, 1885a ; Lameere & Severin, 1897 ; Seward, 1901 ; Vandenbroeck, 1901 ; Traquair, 1911 ; Alvin, 1953 ; Harris, 1953 ; Alvin, 1957 ; Alvin, 1960 ; Alvin, 1971). La macrofaune et la macroflore découvertes à Bernissart ne permet pas de déduire un âge précis : elles caractérisent le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur (Robaszynski, 1975a). Seule l’association des dinosaures suggère une datation, certes assez large. Nous la détaillons ci-dessous et la résumons à la figure 38. www.academieroyale.be

94 Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-BarbeExtensions verticales Extensions verticales A B -croton helios dunkeri Altispinax helios biorecord Iguanodon Iguanodon dunkeri Altispinax bernissartensis atherﬁeldensis Iguanodon Iguanodon Dijkstrasporites Dijkstrasporites bernissartensis atherﬁeldensis SUPERRET

ALBIEN

APTIEN X BARREMIEN (pars) (pars) ALBIEN ALBIEN HAUTERIVIEN Crétacé Inférieur VALANGINIEN IX BERRIASIEN

VIII Fig. 38. – A. Distributions verticales des taxons de dinosaures (références dans le texte) et de la macrospore (Kovach & Batten, APTIEN APTIEN VII 1989) issus du niveau à 322 mètres de profondeur dans le Cran aux 5 Iguanodons de Bernissart. B. Distributions verticales des taxons de dinosaures, de la macrospore et du pollen d’affinité angiospermienne issus du niveau −322 m dans le 4 VI

Cran aux Iguanodons de Bernissart. supérieur 1 = calibrage des MCT (Monosulcate Collumellate Tectate) phases supérieur sensu Hughes dans la stratigraphie « traditionnelle » ; 3 V

2 = calibrage des MCT phases sensu Hughes dans la stratigraphie moyen BARREMIEN incluant la Paleomagnetic evidence sensu Kerth & Hailwood (1988) ; moyen A B

3 = succession des MCT phases en Angleterre (Hughes, 1994) ; BARREMIEN 2 4 = distribution verticale de Iguanodon bernissartensis ; inférieur IV

5 = distribution verticale de Iguanodon atherfieldensis ; inférieur Altispinax dunkeri 6 = distribution verticale de ; 1 7 = distribution verticale de Dijkstrasporites helios ; III 8 = distributions verticales du biorecord SUPERRET-croton, 8A = dans le locus typicus du Weald-Wessex (Hughes, 1994), (pars) (pars) 0 II 8B = dans le Nord-Ouest de l’Égypte (Penny, 1988, 1991, 1992), HAUTERIVIEN HAUTERIVIEN 9 = charte stratigraphique du Gabon (Doyle et al., 1982). Les distributions verticales des espèces de dinosaures et de la macrospore sont calibrées sur la nomenclature internationale. 1234 5 6789 Les distributions verticales du pollen d’affinité angiospermienne d’Angleterre sont calibrées sur les MCT phases Hughes (1994). Les Extension verticale maximale des faciès wealdiens distributions verticales du pollen d’affinité angiospermienne des autres du Cran aux Iguanodons de Bernissart régions sont calibrées sur la nomenclature internationale. (niveau - 322 mètres de profondeur).

Iguanodon bernissartensis

En Europe, l’espèce Iguanodon bernissartensis est connue du Valanginien à l’Aptien infé- rieur. D’après une synthèse stratigraphique récente (Weishampel, 1990), on en retrouve de façon certaine, outre à Bernissart, dans les localités suivantes :

Lieu Formation Âge Nordrhein-Westphalen Aptien inférieur « Wealden » (Allemagne) (Huckreide, 1982 ; Norman et al., 1987) Provincia de Teruel (Espagne) Las Zabacheras Beds Barrémien inférieur (Sanz et al., 1987) Aptien inférieur (= early Bedoulien) Provincia de Castellon (Espagne) Capas Rojas of Morella (Santafé-Llopis et al., 1982) Provincia de Cuenca (Espagne) sans nom Valanginien-Hauterivien (Sanz, 1985) England : Valanginien-Barrémien « Wealden » Isle of Wight, West Sussex (Rawson et al., 1978) www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe 95

Hors d’Europe, I. bernissartensis est reconnu dans des intervalles de temps équivalents en Afrique du Nord, au Spitzberg, en Amérique du Sud et Amérique du Nord bien que les déterminations dans ces deux derniers continents restent incertaines. Récemment, il a été démontré que l’espèce I. orientalis Rozhdestvenskii 1952 de Mongolie présentait les mêmes caractères morphologiques que I. bernissartensis et devait donc ne constituer qu’une seule et même espèce (Norman, 1996). Certains spécimens d’I. orientalis proviennent de sédiments d’âge albien (Norman & Weishampel, 1990 ; Norman & Suess, 2000). Il ressort de ces informations que l’espèce Iguanodon bernissartensis n’est jamais retrouvée dans des sédiments plus anciens que le Valanginien et plus récents que l’Albien.

Iguanodon atherfieldensis

Uniquement connue en Europe, cette espèce est abondamment représentée. C’est le cas dans les localités suivantes :

Lieu Formation Âge Aptien inférieur (Huckreide, 1982 ; Nordrhein-Westphalen (Allemagne) « Wealden » Norman et al., 1987) England : Valanginien-Barremien « Wealden » Bedfordshire, West Sussex, (Rawson et al., 1978) Lower Greensand East Sussex, Isle of Wight, Aptien (Rawson et al., 1978) (dans le Kent uniquement) Surrey, Kent Berriasien-Hauterivien Judethean Bihor (Roumanie) « Bauxite de Cornet » (Patrulius et al., 1983)

La distribution stratigraphique de Iguanodon atherfieldensis s’étend du Berriasien à l’Aptien. L’Albien en est exclu.

Association des deux taxons de dinosaures En conclusion, à partir de la répartition stratigraphique admise des spécimens actuellement connus, l’association I. bernissartensis, I. atherfieldensis s’étend du Valanginien à l’Aptien inclus (figure 38-A).

5.3. Précision de la datation à partir du contenu palynologique

Échantillonnage Plusieurs échantillons de sédiments provenant des fouilles dans le « Cran aux Iguanodons » sont conservés à l’Institut royal des Sciences naturelles de Belgique. Seuls des sédiments du niveau situé à 322 mètres de profondeur (où ont été découverts vingt-six des vingt-neuf www.academieroyale.be

96 Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe

Iguanodons) ont été collectés en collaboration avec P. Bultynck (IRScNB). La localisation des échantillons reprise dans la collection de l’I.R.Sc.N.B est : « vers la gauche ». Il est aujourd’hui illusoire de vouloir préciser, dans le bouveau à 322 mètres de profondeur, la position de ces prélèvements réalisés à une époque où l’attention était focalisée sur les macrofossiles (surtout les dinosaures). Seize échantillons ont fait l’objet de préparations palynologiques (Dejax et al., 2007).

Contenu palynologique dominant

Toutes les préparations sont riches en palynomorphes d’origine continentale. Les argiles silteuses du Cran de Bernissart à 322 mètres de profondeur contiennent essentiellement des spores de fougères et, dans une moindre mesure, du pollen d’affinité gymnospermienne. De façon globale, la flore est semblable à celle décrite dans les faciès wealdiens de la Formation des Argiles d’Hautrage (paragraphe 3.6.3). On constate par exemple dans certaines préparations de Bernissart, la présence d’assez nombreux spécimens d’Ephedri- pites (planche I, 10). Le taxon Dijkstrasporites helios est également reconnu. Le contenu palynologique est davantage homogène dans les préparations du site de Bernissart que dans celles du site d’Hautrage.

Pollen d’affinité angiospermienne

Le biorecord SUPERRET-croton est observé. Ce taxon, également mentionné dans les faciès wealdiens de la Formation des Argiles d’Hautrage (paragraphe 4.6.3), suggère un âge barrémien moyen à aptien basal (Yans et al., 2006b).

Discussion de l’âge des faciès wealdiens de Bernissart

En résumant l’ensemble des informations exposées ci-dessus, nous retiendrons les repères suivants, dans l’état actuel des connaissances (figure 41). La faune de dinosaures suggère un âge compris entre le Valanginien et le Barrémien. La macrospore Dijkstrasporites helios caractérise un âge contemporain ou postérieur au Barrémien moyen (paragraphe 4.6.3). Le biorecord SUPERRET-croton caractérise en Angleterre les MCT phases 3, 4 et 5 sensu Hughes (1994) qui correspondent au Barrémien moyen à l’Aptien inférieur ; en Égypte, ce taxon apparaît au Barrémien supérieur et disparaît à l’Aptien basal. Les sédiments à faciès wealdien situés à –322 mètres de profondeur dans le Cran de Bernissart font partie des MCT phases 3 et 4 sensu Hughes (1994). Ces dernières couvrent une période s’étendant du Barrémien moyen à l’Aptien basal. La datation palynologique détaillée ci-dessus concerne également les dinosauriens piégés dans le niveau –322 mètres de profondeur (25 Iguanodon bernissartensis ; 1 Igua- nodon atherfieldensis ; 1 phalange de Théropode) ainsi que les autres taxons (chéloniens, crocodiliens, poissons, végétaux) découverts à ce niveau. www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe 97

Insistons néanmoins sur le fait que ces résultats ne sont valables qu’au niveau −322 mètres de profondeur du Cran aux Iguanodons de Bernissart, profondeur où fut autrefois découverte la majorité des macrofossiles. Qu’en est-il pour le reste du puits naturel ? Est-il entièrement constitué de faciès wealdiens d’âge barrémien moyen à aptien basal (l’association palynologique reste-t-elle semblable dans toute la succession) ? Seule une étude détaillée sur la succession la plus complète possible des faciès wealdiens piégés dans le cran serait de nature à répondre à cette question… L’étude palynologique confère un âge barrémien moyen-aptien basal aux faciès wealdiens situés à ce niveau du Cran. Cet âge est comparable à celui suggéré par Taquet (1975) sur la base de l’évolution morphologique des Iguanodontidés en Europe et Afrique du Nord. Nous détaillons cette dernière hypothèse ci-dessous.

5.4. Implications de la datation précise des faciès wealdiens de Bernissart sur les théories d’évolution des Iguanodontidae

Jusqu’à présent, la seule hypothèse de datation précise des dinosaures du gisement de Bernissart était fondée sur une argumentation en rapport avec l’évolution morphologique des Iguanodontidés (Taquet, 1975). Celle-ci est brièvement rappelée et discutée ci-dessous.

Hypothèse d’évolution morphologique des Iguanodontidae (Taquet, 1975) Les dinosaures I. bernissartensis et I. atherfieldensis diffèrent notamment par l’allure géné- rale trapue ou robuste du squelette d’I. bernissartensis, comparée à celle, gracile ou élancée, d’I. atherfieldensis. Dans le gisement de Gadoufaoua (Niger) d’âge aptien supérieur, coexistent des spéci- mens de deux espèces de la famille des Iguanodontidae (Taquet, 1976) : l’espèce Lurdu- saurus arenatus Taquet & Russell (1999), de morphologie trapue, diffère de l’espèce Oura- nosaurus nigeriensis Taquet (1976), de morphologie gracile. Ces deux espèces s’écartent toutefois nettement des formes de Bernissart par, notamment, leur museau « en forme de bec de canard », qui rapproche ces formes de la famille des Hadrosauridae. À la suite d’études sur les spécimens de Bernissart et du Niger, Taquet (1975) revoit les relations morphologiques des Iguanodontidae et suggère l’existence de trois lignées (figure 39). La première regroupe les formes directement dérivées du Jurassique ; aucun spécimen retrouvé à Bernissart ou au Niger n’appartient à ce groupe. La seconde regroupe les spécimens qui présentent un squelette trapu ou robuste (incluant le genre Camptosaurus, et les espèces Iguanodon bernissartensis et Lurdusaurus arenatus). www.academieroyale.be

98 Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe

Rhabdodon priscum E E

A Maastrichtien Kangnasaurus coetzeei A N

D I I

R R

U U

A A

Campanien S

O O

E R

B ⎧ D

Craspedodon lonzeensis SAUROLOPHINAE

Santonien A M H A ⎨ L Sénonien ⎩ Coniacien Æ HADROSAURIDAE ID T CRETACE supérieur CRETACE Turonien N O D O Cénomanien N UA IG "Trachodon cantabrigiensis" Bactrosaurus jonhsoni

Albien S Probactrosaurus alashanicus

Tenontosaurus tilleti U

S Probactrosaurus gobiensis

Lurdusaurus arenatus S E

Aptien E L

I Ouranosaurus nigeriensis

I C

Iguanodon bernissartensis T A

N R Iguanodon atherﬁeldensis (sp.de Brux.) (spec. de Brux.) O

G D Barrémien S

O E

N D A I T

U N G

Hauterivien I O D O N A

CRETACE inférieur CRETACE U

Valanginien G I

Berriasien

Camptosaurus nanus Camptosaurus dispar Dysalotosaurus lettow-vorbecki JUR. sup.

Fig. 39. – Représentation schématique de l’évolution des Iguanodontidés et des Hadrosauridés au Crétacé (d’après Taquet, 1975, modifié).

La dernière regroupe les spécimens qui présentent un squelette gracile ou élancé (incluant les genres Dryosaurus et Probactrosaurus et les espèces Iguanodon atherfieldensis et Ouranosaurus nigeriensis). Signalons enfin qu’au Crétacé supérieur ne subsisteront que trois espèces de l’infra- ordre des Iguanodontia (Taquet, 1975 ; Norman & Weishampel, 1990) : Craspedodon lonzeensis Dollo, 1883 du Santonien de Lonzée (Belgique) dont l’affinité taxonomique pourrait être revue (Godefroit & Lambert, sous presse), Rhabodon priscum Matheron, 1869 du Campanien-Maastrichtien d’Europe et Rhabodon septimanicus Buffetaut & Le Lœuff, 1991 du Campanien-Maastrichtien de l’Hérault (France). Selon la théorie d’évolu- tion décrite ci-dessus, cette faible diversité d’Iguanodontia recensés au Crétacé supérieur serait la conséquence de l’évolution des formes graciles d’Iguanodontidae (I. atherfieldensis et plus particluièrement O. nigeriensis) vers les formes d’Hadrosauridae entre l’Aptien et le Cénomanien (Sereno, 1986). www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe 99

Au Crétacé tout à fait inférieur (Berriasien), la forme gracile est relativement proche de la forme trapue de sorte que certains auteurs ont considéré la première comme la femelle et la seconde comme le mâle d’une seule et même espèce (Nopcsa, 1929). À la fin du Crétacé inférieur (Aptien-Albien), les différences entre la forme gracile et la forme trapue sont telles qu’il est absolument impossible, comme dans le cas des spécimens aptiens supérieurs du Niger, de confondre les os de chacune des deux formes (Taquet, 1975). À Bernissart, qu’en est-il de la différentiation des formes graciles et trapues des Igua- nodons ? D’une part, le statut systématique d’I. atherfieldensis et I. bernissartensis reste contro- versé (Ostrom, 1970). Certains auteurs ont estimé avoir suffisamment d’arguments pour interpréter le spécimen d’I. atherfieldensis soit comme une femelle, soit comme un individu jeune d’une espèce dont les spécimens d’I. bernissartensis plus trapus représenteraient alors soit les mâles, soit les adultes (Taquet, 1975). Ce fait suggère un âge situé plutôt vers la partie inférieure du Crétacé inférieur. D’autre part, le simple fait de signaler la coexistence de ces deux formes dans le même gisement et de plus, de les considérer comme deux espèces distinctes (Dollo, 1882) tend à démontrer que plusieurs caractéristiques morphologiques significatives les différencient. Ce fait suggère un âge situé plutôt vers la partie supérieure du Crétacé inférieur. À l’époque des Iguanodons de Bernissart, I. bernissartensis et I. atherfieldensis constituent certes deux espèces différentes mais elles demeurent toutefois morphologiquement assez proches pour permettre une certaine confusion. Quant aux deux espèces du Niger, d’âge aptien supérieur, elles ne peuvent être confondues (Taquet, 1976). Dès lors, en appliquant ces considérations basée sur l’évolution morphologique des Iguanodontidae, il peut être suggéré que les spécimens d’Iguanodons de Bernissart sont plus jeunes que la partie inférieure du Crétacé inférieur et plus vieux que l’Aptien supérieur (figure 39) : un âge barrémien à aptien inférieur a donc été suggéré (Taquet, 1975). Mise à l’épreuve de l’hypothèse d’évolution morphologique des Iguanodontidae (Taquet, 1975) L’hypothèse doit être confrontée à nos résultats stratigraphiques. Dans l’état actuel des connaissances, la datation palynologique exprimée dans le présent travail (Barrémien moyen à Aptien basal) s’accorde avec l’hypothèse émise par Taquet (1975). A fortiori, la datation palynologique des Iguanodons de Bernissart ne s’op- pose donc pas au modèle d’évolution morphologique des Iguanodontidae proposée par ce dernier auteur…

5.5. Minéralogie de la fraction argileuse

Les fractions argileuses de dix échantillons extraits du niveau –322 m lors des fouilles du XIXe siècle ont été analysés (figure 40). On constate que le contenu argileux est essentiellement composé de kaolinite (14 à 44 %) et d’interstratifié chlorite-smectite (27 à 50 %). www.academieroyale.be

100 Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe

Composition minéralogique de la fraction argileuse

Kaolinite Interstratiﬁé illite-smectite R=0

Illite Interstratiﬁé chlorite-smectite

Chlorite Interstratiﬁé illite-smectite R=1

BER16

BER15

BER13

BER12

BER11

BER10

BER9

BER7

BER6

BER2

0% 20% 40% 60% 80% 100%

Fig. 40. – Composition minéralogique de la fraction argileuse dans quelques échantillons issus des fouilles (−322 m) de 1878-1881 à Bernissart.

Cette association est similaire à celle observée dans la partie inférieure de la succession d’Hautrage (paragraphe 4.8) et une interprétation équivalente peut dès lors être envisagée.

5.6. Coupe synthétique

Un forage entièrement carotté a traversé le Cran aux Iguanodons de Bernissart (Tshibangu & Dagrain, 1998 ; Tshibangu & Dagrain, 2001). L’emplacement du forage est illustré à la figure 41. La description préliminaire complète des carottes de forages (Yans et al., 2005a) est reprise à la figure 42. Sous des sédiments thanétiens et crétacés, le forage a recoupé, www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe 101

98.870

n o

Lac de Bernissart Blat Cité E. Carlier Cité J. Wauters

terril Anc. puits n°3 de Cité E. Royer Coron jaune la Fosse Sainte-Barbe Le Calvaire Coron d’en Haut

terril 129.961 129.961

Coron à Sondage ce Fran l’Eau BER 3 Harc hies

Bernissart Eglise Bruxelles

Bernissart N Mons 200 m 98.870 France

Fig. 41. – Localisation du forage carotté BER 3 dans le « Cran aux Iguanodons » de Bernissart (d’après Yans et al, 2005a). entre 265 et 315 mètres de profondeur, 50 mètres de sédiments à faciès wealdien. Le forage s’est prolongé dans une brèche de blocs carbonifères. Les sédiments à faciès wealdien sont constitués d’argiles noires, grasses, localement pyriteuses et très micacées, à fines lamines millimétriques silteuses blanchâtres et brunâ- tres. On notera la présence locale de fins fragments de bois et de galets mous. L’ensemble est fréquemment faillé et présente des inclinaisons de la stratification très diverses, les pendages mesurés variant de 25° à 80° (figure 42). Au moins deux fragments osseux consti- tués de phosphate et pyrite ainsi que des fragments de dentition ont été découverts et sont très bien conservés, notamment aux profondeurs de 296.5 m et 309 m (De Ricqlès & Yans, 2003). Les présences combinées (1) de failles dans les faciès wealdiens, (2) d’assez nombreuses, fortes et rapides variations de pendage (de 25 à 80°) dans ces mêmes faciès et (3) d’une brèche dans les schistes carbonifères sous-jacents, confirment l’allure en partie chahutée www.academieroyale.be

102 Les sédimentsProf. de laCouleur Formation des AUnitésrgiles lithologiques de Sainte-BNomarbe usuel Formation Lithologie (m) 0 Sable n argileux Hannut 8

Craie grise blanchâtre glauconieuse ? Conglomérats Pendages

27,5 Silex Craie grise à concrétions de silex noirs Rabots d’Hautrage 33,6 Fortes Chailles Craie à concrétions siliceuses de Ville- Toises Pommeroeul 43,5 Marnes 50 Craie argileuse de Thulin 56

Alternances argiles et marnes Dièves

verdâtres de Marnes

Tourtia Thivencelles 75

Calcarénite glauconifère de Bernissart

100 Calcirudites 103 105,3

Alternances calcarénites et conglomérats Bracquegnies ? Bracquegnies 135,4

150 Calcarénite + quelques lits conglomératiques Meule 30° Catillon ? 30°

170,7

200

35° Grès calcareux glauconifère (conglomérat à la base) 45° 30° Harchies ? Harchies

30°

35°

30° Légende : 250 30° Sable argileux 265 Argile 25°

25° Marne 45° 45° 50° } 80° Argiles compactes noires Craie 65° 70° Calcarénite 300 60° 45° 55°

Grès calcareux 45° Argiles de Sainte-Barbe

35° Sédiments à faciès wealdiens 315 Glauconie

Conglomérat Fragments namuriens dans matrice Concrétions de 60° argileuse 50° silex 50° Concrétions 55° Charleroi ? siliceuses Brèche houillère 349.95 60°

Fig. 42. – Description et interprétation lithostratigraphique préliminaires du forage BER 3 de Bernissart (d’après Yans et al., 2005a). www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe 103 des sédiments dans le « Cran aux Iguanodons ». Ce fait a déjà été observé lors des fouilles de 1878 à 1881 (Cornet & Schmitz, 1898 ; Cornet, 1927b ; Delmer & Van Wichelen, 1980). Enfin, l’épaisseur (50 mètres) et les profondeurs (de 265 à 315 mètres) des faciès wealdiens recoupés par le forage BER 3 sont différentes des observations antérieures. Lors de l’exploitation du XIXe siècle, le Cran aux Iguanodons a été atteint à 240, 322 et 356 mètres de profondeur alors qu’à 415 mètres, il est uniquement constitué de débris de roches houillères (Cornet, 1927b). D’après ce dernier auteur, le cran occuperait au moins l’intervalle compris entre 240 et 356 mètres de profondeur, soit 116 mètres… Il faut donc en déduire que le Cran aux Iguanodons a une géométrie plus complexe qu’un « simple » cylindre vertical.

5.7. Résumé des principaux acquis relatifs aux faciès wealdiens de Bernissart

Les sédiments à faciès wealdien situés à −322 mètres de profondeur dans le Cran aux Igua- nodons de Bernissart ont un âge compris entre le Barrémien moyen et l’Aptien basal. Un âge équivalent est proposé pour les dinosaures piégés à ce niveau dans le Cran. Bien que moins diversifié, le contenu palynologique de Bernissart est semblable àcelui d’Hautrage. Le récent forage carotté BER 3 de Bernissart montre qu’une cinquantaine de mètres de sédiments à faciès wealdien peuvent y être piégés. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Chapitre 6

Les sédiments à faciès wealdien de la partie inférieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre (Thieu, Est du Bassin de Mons)

6.1. Échantillonnage

Les échantillons ayant fait l’objet d’une analyse palynologique sont mentionnés dans les figures 9, 10, 11 et 12. Les échantillons proviennent de forages stockés au Service Géolo- gique de Belgique. Rappelons que, sur des bases lithologiques, les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons sont divisés en 3 unités (paragraphe 2.3.2).

6.2. Âge de la couverture des faciès wealdiens

Dans l’Est du Bassin de Mons, la couverture des faciès wealdiens constitue la partie supé- rieure du Groupe de la Haine (localement appelée « Meule » ; Robaszynski et al., 2001). Dans la coupe des ascenseurs de Strépy-Thieu, les sédiments de la « Meule » sont datés avec précision grâce à une riche faune d’ammonites. L’association de Mortoniceras (Mortoni- ceras) fallax, M. (M.) pachys, Cantabrigites subsimplex et Neophlycticeras (Neophlycti- ceras) blancheti est typique du vraconnien « inférieur » ou Zone à M.(Mortoniceras) fallax (Amédro, 2002). Les faciès wealdiens, sous-jacents à cette couverture, sont donc « vraconniens infé- rieurs » au plus jeune.

6.3. Résultats palynologiques de l’unité 1

Le contenu palynologique de cette unité est assez pauvre et essentiellement constitué de grains de pollen disaccates (affinité gymnospermienne) et de spores. Les palynofaciès sont riches en débris charbonneux et fusinites (figure 22-A). On signalera la présence du pollen d’affinité angiospermienne Retimonocolpites dividuus (planche II, 6-7) qui apparaît dès le Barrémien moyen à supérieur au Nord-Ouest de l’Égypte (Penny, 1988 ; Penny, 1991 ; Penny, 1992) et au Gabon (Doyle et al., 1977 ; Doyle et al., 1982) où l’âge de sa disparition est inconnue. www.academieroyale.be

106 Les sédiments de la Formation des graviers de saint-Pierre

6.4. Résultats palynologiques des unités 2 et 3

L’assemblage palynologique des unités 2 et 3 est composé d’éléments provenant de deux origines distinctes (figure 22-B-C) : palynomorphes d’origine terrestre (spores, pollen d’af- finités gymnospermienne et angiospermienne) et palynomorphes d’origine marine (dinofla- gellés, acritarches, algues prasinophyceae et basales de foraminifères ou « loges chitineuses initiales de foraminifères »).

Spores et pollen d’affinité gymnospermienne

L’association des spores et du pollen d’affinité gymnospermienne rencontrée à Thieu est légèrement différente de celles rencontrées à Bernissart et Hautrage. Le genre Ephedripites a totalement disparu. On y remarque en revanche davantage de caytoniales (caractéristi- ques de milieux intertidaux) et la présence des genres Corniculatisporites (notamment de l’espèce C. auritus, planche I, 12), Tesselatosporis et Santonisporites (planche I, 11). Les genres Corniculatisporites et Santonisporites sont intéressants du point de vue stratigraphique. Corniculatisporites est en effet connu de l’Albien au Campanien (Jansonius & Hills, 1976). En Hongrie, ce genre est observé à l’Albien (Juhász, 1977) et il caractérise le Sud-Est de l’Europe (Herngreen et al., 1996). L’espèce Corniculatisporites auritus est également reconnue au Canada dans des sédiments de l’Albien moyen à supérieur (Singh, 1971). Le genre Santonisporites est connu de l’Albien supérieur au Campanien inférieur en France (Jansonius & Hills, 1976).

Pollen d’affinité angiospermienne

On signalera la présence du genre Afropollis (Brenner 1963) Doyle, Jardiné & Doeren- kamp 1982 (planche II, 13), dont l’affinité angiospermienne (Doyle et al., 1982) pourrait être remise en question (Pons et al., 1994). Dans le continent Laurasia, ce genre est reconnu en Charentes à l’Albien terminal probable (Neraudeau et al., 2002), dans l’Ouest de la France au Cénomanien sous le nom Liliacidites textus Norris 1967 (Azema et al., 1972) et en Anjou au Cénomanien inférieur (Pons, comm. pers.). Le site de Thieu constitue, à notre connaissance, la localité la plus septentrionale où le genre Afropollis ait été observé. Plusieurs grains de pollen d’angiosperme monosulqué Retimonocolpites dividuus sont mis en évidence. Une tétrade de grains de Retimonocolpites a également été reconnue. Un exemplaire du genre Ajatipollis (planche II, 12-13) a été rencontré ainsi que des grains tricolpés (planche II, 8-9-10). Enfin, insistons sur l’absence de spécimens du groupe Stellatopollis (≈ genusbox SUPERRET), si fréquents dans les sites de Bernissart et Hautrage d’âge barrémien moyen à aptien basal. www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des graviers de saint-Pierre 107

Dinoflagellés Les dinoflagellés observés dans certains faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons constituent le matériel de base de la datation. Nous reprenons ci-dessous quelques caractères de ce groupe.

Généralités et objectifs Les dinoflagellés sont des micro-organismes unicellulaires présents dans les enregistrements géologiques du Trias à l’Actuel, essentiellement sous la forme de kystes. Ils constituent une partie importante du phytoplancton marin et sont placés dans la classe des Dinophyceae au sein de la Division des Pyrrhophyta des Algae. Décrits pour la première fois dans les silex du Crétacé d’Allemagne (Ehrenberg, 1838), les premières études morphologiques détaillées sont publiées une centaine d’années plus tard (Wetzel, 1933 ; Deflandre, 1934 ; Eisenack, 1938). Ces études marquent alors la fin de la systématique informelle basée alors sur les Péridiniens et Hystrichosphères. Ce n’est toutefois qu’à partir des années 1960 que la systématique et la stratigraphie des dinoflagellés se sont significativement améliorées. En particulier, la présence d’un archéopyle (ouverture par laquelle s’échappe la cellule lors de la germination) est alors mise en évidence chez les dinoflagellés (Evitt, 1961). Leur cycle de vie est complexe et comprend plusieurs étapes ; une de ces étapes consiste à développer un ou plusieurs flagelles (forme dite « motile » ou « flagellée ») (Williams & Bujak, 1985). De nombreuses espèces secrètent des kystes constitués d’une matière proche de la sporopollenine qui peut résister après la mort de l’individu et ainsi fournir des fossiles dont certains ont un grand intérêt stratigraphique. À de très rares exceptions près, seuls les kystes sont fossilisés dans les sédiments : il est plus rigoureux de parler de kystes de dinofla- gellés. Par facilité, nous utiliserons toutefois le terme « dinoflagellés » au lieu de « kystes de dinoflagellés ». Dans ce travail, nous daterons les sédiments, certains dinoflagellés étant de précis marqueurs stratigraphiques. Nous caractériserons ensuite les paléoenvironnements de dépôt, la majorité des dinoflagellés étant des marqueurs d’environnements marins. Nous préciserons enfin la paléogéographie de l’époque, certains dinoflagellés pouvant appartenir soit à la mer boréale, soit à la mer téthysienne.

Dinoflagellés dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons Les dinoflagellés ont été observés uniquement dans les unités 2 et 3 des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons (planche III). Quatre échantillons ont fourni des dinoflagellés (Yans et al., 207). Unité 2. Les échantillons 141W/472/123,9 1 – 141W/380/45 et 141W/473/81,8 font partie de l’unité 2.

1 Lire la caractérisation de l’échantillon comme suit : planchette de la carte géologique 141 Ouest ; N° archives du Service Géologique de Belgique = 472 ; profondeur de l’échantillon = 123,9 mètres. www.academieroyale.be

108 Les sédiments de la Formation des graviers de saint-Pierre

Fig. 43. – Distribution stratigraphique des dinoflagellés reconnus dans les sédiments à faciès wealdiende l’unité 2 de l’Est du Bassin de Mons.

Unité 3. Seul l’échantillon 141W/418G/63, situé dans l’unité 3, a livré des dinoflagellés.

Implications stratigraphiques Les distributions verticales de certains dinoflagellés observés dans les préparations sont reprises à la figure 43 (échantillons de l’unité 2) et la figure 44 (échantillons de l’unité 3). Seules les espèces déterminées avec certitude et présentant un intérêt stratigraphique suffisant y sont mentionnées. Ces distributions verticales s’appuient sur des travaux de synthèse stratigraphiques (Williams & Bujak, 1985 ; Costa & Davey, 1992 ; Foucher & Monteil, 1998) eux-mêmes fondés sur l’ensemble de la littérature spécialisée déjà publiée à l’époque de leurs rédac- tions. De plus, pour certains taxons, nous avons également utilisé les répartitions stratigraphiques de l’Albien et du Cénomanien établies dans le Bassin de Paris (Fauconnier, 1979) et dans le Boulonnais (Foucher & Taugourdeau, 1975 ; Verdier, 1975) ; ces régions d’investigation étant très proches du Bassin de Mons. Enfin, nous avons également pris en compte les extensions stratigraphiques proposées par Masure (1984) et Masure (1988) afin de préciser la datation. www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des graviers de saint-Pierre 109

Fig. 44. – Distribution stratigraphique des dinoflagellés reconnus dans les sédiments à faciès wealdiende l’unité 3 de l’Est du Bassin de Mons (éch. 141W-418G-63).

En revanche, nous ne tiendrons pas compte de l’étude des dinoflagellés du stratotype du vraconnien de La Vraconne (Davey & Verdier, 1973), celui-ci étant particulièrement condensé (Amédro, 2002).

Unité 2 Onze espèces fournissent des informations stratigraphiques utiles. Une seule précise l’âge des sédiments de l’unité 2 (figure 43). Les différentes distributions verticales de Odontochitina costata nécessitent une discussion. Rappelons que les sédiments à faciès wealdien de l’Est du Bassin de Mons sont recouverts de sédiments d’âge vraconnien inférieur (Amédro, 2002). Les faciès wealdiens y sont donc d’âge vraconnien inférieur au plus jeune. Dans la coupe de Wissant (Pas-de-Calais), Foucher & Taugourdeau (1975) observent Odontochitina costata à partir du Cénomanien (figure 45). D’après Davey & Verdier (1973), O. costata apparaît au vraconien supérieur dans le Sud-Est du Bassin de Paris. Les appa- ritions d’Odontochitina costata décrites par ces auteurs sont incompatibles avec le contexte géologique décrit ci-dessus. Nous y reviendrons. Dans le Boulonnais, en revanche, Verdier (1975) rencontre cette espèce dès le vraconnien inférieur. Dans le Bassin vocontien (Sud-Est de la France), la première apparition de O. costata date de la partie supérieure de la sous-Zone à Stoliczkaia blanchetti (Davey & Verdier, 1973), c’est-à-dire dans le vraconnien inférieur. L’espèce O. costata est en revanche déjà présente dans la partie supérieure de l’Albien supérieur sensu stricto dans l’Océan Atlantique (Masure, 1988). L’espèce O. costata apparaît dès la Sous-zone à Morto- www.academieroyale.be

110 Les sédiments de la Formation des graviers de saint-Pierre

Occurrences of Odontochitina costata

Ammonites Zonation Boulonnais Verdier (1975) Verdier Masure (1984) Masure Pas-de-Calais Vocontian Basin Vocontian Masure (1988) Masure Atlantic Ocean Davey & Verdier (1973) Davey & Verdier Davey & Verdier (1973) Davey & Verdier SE part of the Paris Basin Zones Ages Atlantic Ocean - Portugal Phyletic zonation Sub-zones Foucher & Taugourdeau (1975) Foucher & Taugourdeau

Cenoman. (pars) M. mantelli briacensis

dispar / perin atum par upper ( rs) perinﬂatum dispar Stoliczkaia blanchetti fallax lower vraconnian

inﬂatum / (pars) in atum sensu lato auritus

varicosum Albian sensu stricto Early Cretaceous Early Cretaceous pricei

Late Albian orbignyi Mortoniceras inﬂatum Late Albian cristatum cristatum

Fig. 45. – Apparition de Odontochitina costata selon différents auteurs et différents sites d’étude. Cenoman. = Cénomanien, M. = Mantelliceras. Zonation des ammonites d’après Latil (1994). Zonation phylétique des ammonites d’après Amédro (1992). niceras inflatum (partie supérieure de l’Albien supérieur sensu stricto) au large du Portugal (Masure, 1984). Nous reprenons l’ensemble de ces occurrences à la figure 45. Les fréquentes absences de l’espèce O. costata dans plusieurs des successions énoncées ci-dessus pourraient s’expliquer par des lacunes sédimentologiques (fréquentes durant l’Al- bien) et une mauvaise préservation dans les sédiments (F. Robaszynski, comm. pers.). À l’appui de cette hypothèse, on constatera que les plus anciennes premières occurrences de O. costata sont situées dans les sites où la sédimentation est la plus distale. www.academieroyale.be

Les sédiments de la Formation des graviers de saint-Pierre 111

En conclusion, l’apparition de O. costata se situe dans la Sous-zone à M. inflatum (partie supérieure de l’Albien supérieur sensu stricto). Les absences conjuguées de taxons caractéristiques du vraconnien (Stover et al., 1996 ; Foucher & Monteil, 1998 ; Fiet & Masure, 2001), à savoir Litosphaeridium siphoniphorum (Cookson Eisenack, 1958) Davey & Verdier, 1966 ; emend. Lucas-Clark, 1984, Hapsocysta dictyota Davey 1979, Ovoidinium verrucosum subsp. Verrucosum Cookson & Hughes, 1964, Palaeohystrichophora infusorioides Deflandre, 1935 suggèrent un âge anté-vraconnien. Si une datation négative (= basée sur l’absence) reste délicate, les absences simultanées de quatre taxons caractéristiques peuvent être interprétées comme un indice positif. Les faciès wealdiens de l’unité 2 de l’Est du Bassin de Mons appartiennent à la Sous- zone à M. inflatum (Albien supérieur) sur la base de l’apparition de l’espèce Odontochitina costata et de l’absence des taxons guides du vraconnien.

Unité 3 L’échantillon 141W/418G/63 contient huit espèces qui apportent des informations stratigraphiques. Ici encore, une seule espèce précise l’âge des sédiments de l’unité 3 (figure 43). En toute rigueur, à partir de la flore de dinoflagellés, cet échantillon pourrait être d’âge albien moyen à vraconnien inférieur. Cependant, sa position stratigraphique au-dessus de l’unité 2 (située dans la Sous-zone à Mortoniceras inflatum) et sous une couverture d’âge vraconien inférieur, n’autorise qu’un âge situé dans la Sous-zone à Mortoniceras inflatum (partie supérieure de l’Albien supérieur sensu stricto). En résumé, les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons appartiennent à la Sous- zone à Mortoniceras inflatum (Albien supérieur sensu stricto).

6.5. Minéralogie de la fraction argileuse

Nous avons analysé vingt et un échantillons issus du forage 141W/472 (figure 46). Le contenu minéralogique de la fraction argileuse varie d’une unité lithologique à l’autre. De bas en haut, on observe en effet les évolutions suivantes : – unité 1 : riche en kaolinite et interstratifié chlorite-smectite, – unité 2 : riche en kaolinite et illite, – unité 3 : riche en interstratifié I-S R = 0. L’interstratifié I-S R = 0 de l’unité 3 est en partie latté (figure 34). www.academieroyale.be

112 Les sédiments de la Formation des graviers de saint-Pierre

Composition minéralogique de la fraction argileuse

+ 106.61 Kaolinite Interstratifié illite-smectite R=0 Éch. DRX (argiles) limon brun (m) limon carbonaté limon bigarré Illite G Interstratifié chlorite-smectite 10 G sable glauconifère Landénien G s. glauc. argileux Chlorite Interstratifié illite-smectite R=1 "silex" noirs cariés à noyaux clairs friables 20 Rabots G s. glauconitique très arg. à noyaux durs Ve rts 24,0 G cailloux roulés silt gris cailloux de phtanite Fm de Bracquegnies G 30,0 30 s. verdâtre t. fin ± argileux s. gris. jaune t. fin (vraconnien inférieur) sable quartzX + X Tendance 40 caill de quartz et phtanite granulométrique sable blanchâtre hétéromorphe générale 50 argile sable gravillon de quartz et phtanite id. + gros sable 57,0 s. gross. gris foncé t. légèr. argileux 60 s. gris hétérom. + fragment s ligniteux s. blanc assez homogène id. + caill X.de phtanite 70 sable finement graveleux Unité 3 sable hétérom. un peu graveleux 80 id. + gravillon de quartz et phtanite 81,0 sable blanc. gris hétérom. ± débris ligniteux 90 91,0 sable blanc rosé hétérom. s. gris foncé + caillX et débris ligniteux Facièswealdiens

99,0 à 100 102,0 sable blanc grisâtre s. grisâtre mi - gros avec parties silteuses ? 110,0 11 0 112,5 s. gris mi - ﬁn 114,5 116,1 argile gris - cendré - débris lign. - tub. pyr. 118,0 120 Unité 2 120,5 sable arg. gris foncé 123,5 arg. gris cendré - débris lign. - tubul. pyr. arg. gris foncé très sableux 127,0 arg. bigarrée piquetée de sidérose 128,5 130 130,2 s. arg. brunâtre 131,2 Unité 1 133,0 arg. bigarrée piq. de sidérose au sommet 134,5 135,2 arg. grise et sable arg. gris 135,5 quartzite 139,0 140 sch. doux altéré à barres carb. quartzite décoloré grès arg. décomposés Houiller sch. gris local. micacés, ± altérés 148,0 150 schistes ± gréseux altérés

Fig. 46. – Succession lithologique, localisation des préparations palynologiques et composition minéralogique de la fraction argileuse du forage 141W-472.

6.6. Résumé des principaux acquis relatifs aux faciès wealdiens de Thieu

Les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons (partie inférieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre) sont d’âge albien supérieur sensu stricto (Sous-zone à Mortoni- ceras inflatum). Cette répartition spatio-temporelle des sédiments confirme l’incursion de la mer dans le Bassin de Mons, à partir de l’Ouest. Le contenu palynologique des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons est assez riche en palynomorphes d’origine marine (dinoflagellés, foraminifères, acritarches et algues marines) qui témoignent d’une sédimentation dans la mer boréale. Les sédiments sont riches en kaolinite et en interstratifié illite-smectite R = 0. www.academieroyale.be

Chapitre 7

Le « Cénomanien à faciès wealdien » ou partie supérieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre (Thieu, Est du Bassin de Mons)

Pour rappel, le « Cénomanien à faciès wealdien » (Gulinck, 1974) est uniquement reconnu dans la région de Thieu (Est du Bassin de Mons ; figures 10 et 12).

7.1. Couverture et roches sous-jacentes

La couverture du « Cénomanien à faciès wealdien » appartient à la Formation de Ville- Pommerœul, d’âge turonien supérieur (Robaszynski et al., 2001) et localement appelée « Glauconitite de Thieu » ou « Verts à têtes-de-chats » (Robaszynski, 1975a). Les roches sous-jacentes appartiennent à la Formation de Bracquegnies, d’âge vraconnien inférieur (Amédro, 2002). L’âge du « Cénomanien à faciès wealdien » est compris entre le vraconnien inférieur et le Turonien supérieur.

7.2. Contenu palynologique

Une préparation palynologique a été réalisée à la profondeur de 21 m dans le sondage 141W/418G de Thieu (figure 10). Elle s’est avérée dépourvue de palynomorphes. E. Roche in Robaszynski (1975) signale la présence de spores de ptéridophytes et de pollen d’affinité gymnospermienne dans les lignites situées à 15,5 m de profondeur dans le même sondage. D’après ce dernier auteur, ces formes se rapprochent de celles décrites par Delcourt & Sprumont (1955). Aucune datation ne peut toutefois en être déduite. Faute de palynomorphes susceptibles de préciser l’âge du sédiment, nous daterons le « Cénomanien à faciès wealdien » en étudiant les glauconies contenues dans ce sédiment.

7.3. Caractérisation et interprétation séquentielle des grains de glauconie

Les grains de glauconie de la partie supérieure de la Formation des Graviers de Saint- Pierre présentent (figure 47-A) un degré d’arrondi élevé, témoin d’une usure soutenue, et www.academieroyale.be

114 Le « cénomien à faciès wealdien »

quartz

1mm

Fig. 47. – Morphologie des grains de glauconie issues des sédiments du « Cénomanien à faciès wealdien » (échantillon 141W-473-35). A. Grains de glauconie et de quartz avant nettoyage aux ultrasons et tri à la loupe binoculaire. B. Grains de glauconies après nettoyage aux ultrasons et tri à la loupe binoculaire. www.academieroyale.be

Le « cénomien à faciès wealdien » 115 nascent slightly-evolved evolved highly-evolved

Sea - water

Sediment 1 2 3 4

103 104 105 Years 106 Duration of evolution

3 4 5 6 7 8 9 Potassium content K 0% ESTIMATES 2

Fig. 48. – Processus de glauconitisation (d’après Odin & Dodson, 1982) : 1) état initial ; 2) état légèrement évolué ; 3) état évolué ; 4) état très évolué. Les étoiles représentent le minéral glauconite. Le grain est représenté au contact eau de mer – sédiment. Les glauconies du « Cénomanien à faciès wealdien » sont en stades 3 et 4.

des tailles sensiblement identiques à celles des grains de quartz associés, résultat d’un tri granulométrique poussé. Ces deux critères suggèrent que les grains de glauconie sont hérités, et non néoformés (in situ). L’état de maturation des grains de glauconie peut être déduit de leur morphologie et de leur teneur en potassium (Odin & Dodson, 1982). La figure 48 confirme cette évolu- tion. La morphologie des grains de glauconie des échantillons 141W-473-33 et 141W-473- 35 caractérisent des grains très évolués – stade 4 (figures 47 et 48). Le degré d’arrondi des grains, différenciant les grains des stades 3 et 4, est toutefois probablement dû au transport. Les teneurs en potassium de ces mêmes grains de glauconie sont de 6,8 % en K20, suggérant un taux de maturation élevé (stade 3 – « evolved glauconites ») et non de stade 4.

7.3.1. Âge du sédiment à partir d’une datation radiométrique des grains de glauconie

Les grains de glauconie, riches en potassium, constituent un matériel de choix pour des datations radiométriques par la méthode K-Ar. Les grains de glauconie de l’échantillon 141W-473-35 ont fait l’objet d’une datation par cette méthode.

Seules les grains de glauconie présentant des teneurs > 6 % en K20 peuvent être utili- sées en vue de datations radiométriques K-Ar. En effet, de telles teneurs assurent d’une part que les grains de glauconie sont suffisamment évolués et d’autre part, qu’ils n’ont pas fait l’objet d’intense(s) altération(s) ultérieure(s) lessivant une partie du potassium (en www.academieroyale.be

116 Le « cénomien à faciès wealdien »

affectant alors le chronomètre K-Ar). La teneur en 2K O des grains de glauconie analysés est de 8,2 %. Les grains de glauconie de l’échantillon 141W-473-35 ont un âge apparent de 86,6 ± 1,2 Ma, soit un âge turonien supérieur à santonien, en couplant différentes échelles numé- riques (Gradstein, 1994 ; Harland, 1989 ; Odin, 1994). Cet âge correspond à la formation des grains de glauconie, par la suite transportés et déposés dans les sables glauconieux du « Cénomanien à faciès wealdien ». L’âge apparent K-Ar ne reflète donc pas l’âge du dépôt des sables. Néanmoins, le dépôt des grains de glauconie (et donc le dépôt des sédiments « cénomaniens à faciès wealdien ») est : – antérieur à l’âge de la couverture des sables, à savoir la Formation des Cherts de Ville- Pommerœul d’âge turonien supérieur (Robaszynski et al., 2001), – postérieur à l’âge apparent de formation des glauconies (Turonien supérieur à Santo- nien). Dès lors, seul un âge turonien supérieur (antérieur à l’âge de la Formation des Cherts de Ville-Pommerœul) est compatible avec ces deux contraintes.

7.3.2. Implications sur la radiochronologie des grains de glauconie

Des grains de glauconie issus des « Glauconitites de Thieu » (couverture locale du « Céno- manien à faciès wealdien » sous la forme d’une variation latérale de la Formation des Cherts de Ville-Pommerœul) ont fait l’objet de datation par la méthode K-Ar (Elewaut & Robaszynski, 1977). Ces derniers auteurs obtiennent un âge apparent de 88,1 ± 3,0 Ma, en utilisant des constantes de désintégration et des techniques aujourd’hui revues et en ne précisant pas si ces grains de glauconie sont hérités ou formés in situ. Les constantes de désintégration utilisées par Elewaut & Robaszynski (1977) sont λε = 0,575 × 10−10 y−1, λβ = 4,905 × 10−10 y−1, 40K/K = 0,0118 %, à comparer avec les valeurs de Steiger & Jaeger (1977) reprises au paragraphe 3.4.1. En outre, les datations de ces derniers auteurs se basent sur des dosages du potassium dans des laboratoires différents, ce qui peut induire des erreurs dues aux taux d’hygrométrie variables d’un laboratoire (et d’un moment) à l’autre. En recalculant l’âge apparent de ces grains de glauconie avec les constantes actuellement admises (Steiger & Jaeger, 1977), on obtient un âge apparent de 87,2 ± 3,0 Ma. Ainsi, les âges apparents K-Ar de grains de glauconie des sédiments « cénomaniens à faciès wealdien » (86,6 ± 1,2 Ma) d’une part et de la couverture « Glauconitite de Thieu » (87,2 ± 3,0 Ma) d’autre part, sont équivalents et en accord avec les datations absolues du Turonien supérieur. Les grains de glauconie du « Cénomanien à faciès wealdien » et ceux de sa couverture fournissent des âges apparents K-Ar forts proches. Force est de constater que nous sommes ici à la limite de résolution de la géochronologie K-Ar sur grains de glauconie (figure 49)… www.academieroyale.be

Le « cénomien à faciès wealdien » 117

Intervalle de con ance Age en Ma des âges apparents des glauconies 83 84 SANTONIEN 85 86 87 CONIACIEN 88 Incertitude de la (1) limite Turonien/Coniacien 89 TURONIEN 90 91 (2)

Fig. 49. – Résultats des datations radiométriques sur les grains de glauconie du « Cénomanien à faciès wealdien » et de sa couverture (1) âge apparent des glauconies héritées dans les sédiments du « Cénomanien à faciès wealdiens », (2) âge apparent des glauconies (héritées ? formées ?) de la couverture des sédimentsin situ du « Cénomanien à faciès wealdiens » (récalculé d’après Elewaut & Robaszynski, 1977).

7.4. Minéralogie de la fraction argileuse

Nous avons analysé trois échantillons issus du forage 141W/418G (figure 50). Les sédi- ments du « Cénomanien à faciès wealdien » contiennent de fortes proportions d’interstra- tifié illite-smectite R = 0 et d’illite. L’interstratifié I-S R = 0 est en partie latté ou se présente sous la forme d’excroissances (figure 34).

7.5. Résumé des principaux acquis relatifs au « Cénomanien à faciès wealdien »

L’étude du contexte géologique et de l’âge apparent K-Ar des grains de glauconie suggère que le « Cénomanien à faciès wealdien » est d’âge turonien supérieur. www.academieroyale.be

118 Le « cénomien à faciès wealdien »

+ 56.72 É ch. DRX(argiles) (m) limon alluvial tourbe limon / cailloux Quaternaire 0% 50% 100% sable noir hétérogène - ligniteux 9,5 10 12,0 sable blanchâtre lignite 20 sable chocolaté lignite “Cénomanien quartzite à faciès wealdien” sable chocolaté 30 31,0 sable gris blanc hétéromorphe

40 id. + fragments ligniteux

G G sable siltoïde glaucon. + grès tendre G niveau coquillier 50 G G Formation de Bracquenies G sable très fin, glauconifère (vraconnien inférieur) Composition minéralogique de la fraction argileuse G G 60 G grès tendre Kaolinite Interstratifié illite-smectite R=0 silt argil. noir 70 Illite Interstratifié chlorite-smectite sable blanc grossier Unité 3 Faciès Interstratifié illite-smectite R=1 80 wealdiens grès très altéré - sable d' altération grès micacé 89,0 90 schiste micacé pendage ~ 25° charbon schiste gris ferme 100 schiste noir très doux schiste gris Houiller 108,5 grès micacé friable 110 charbon et schiste schiste décoloré 120 grès micacé grès altéré schiste charbonneux / sch. noir doux charbon schiste noir doux 130 grès micacé schiste très altéré Fig. 50. – Succession lithologique et composition de la fraction grès siltoïde straticulé décoloré argileuse du forage 141W-418 G. www.academieroyale.be

Chapitre 8

Intégration des facies wealdiens dans le contexte géologique du Bassin de Mons et du Nord-Ouest europeen

8.1. Nouvelle lithostratigraphie du Bassin de Mons

Forts des précisions stratigraphiques des faciès wealdiens du Bassin de Mons, nous sommes en mesure d’améliorer une partie de la charte lithostratigraphique récemment proposée pour la Belgique par Robaszynski et al. (2001). Nous révisons (figure 51) les âges de la Formation des Argiles d’Hautrage (Barrémien moyen à Aptien basal), de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe (Barrémien moyen à Aptien basal) et de la Formation des Graviers de Saint-Pierre – parties inférieure (Albien supérieur sensu stricto) et supérieure (« Cénomanien à faciès wealdien » – Turonien supé- rieur). La Formation des Graviers de Saint-Pierre requiert une discussion complémentaire. Trois arguments lithostratigraphiques distinguent les parties inférieure et supérieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre. Tout d’abord, les lithologies sont sensiblement différentes : glauconieux dans la partie supérieure, absence de ce minéral et niveaux très argileux – localement rougis – dans la partie inférieure. Ensuite, les âges sont clairement différents. Enfin, les deux parties sont séparées par la « Meule ». Il nous semble donc légitime de renommer l’une ou l’autre partie de cette formation, afin d’éviter toute confusion ultérieure et surtout de faciliter le travail cartographique. Nous suggérons de réserver l’appellation « Formation des Graviers de Saint-Pierre » à l’actuelle partie inférieure de cette formation, c’est-à-dire aux argiles, silts et sables de couleurs variées, assez riches en pyrite et débris ligniteux (= faciès wealdiens d’âge albien supérieur sensu stricto). Le « Cénomanien à faciès wealdien » (= partie supérieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre) serait alors renommé, par exemple, en Formation des Sables de Strépy… www.academieroyale.be

120 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

MONS BASIN Stage Sub- stage west east

SANTONIAN SAINT -VAAST Fm. (pars) CONIACIAN MAISIERES Fm. CHALK GROUP SAINT DENIS HAUTRAGE Fm. Fm. HAUTRAGE Fm. U VILLE POMMEROEUL Fm. THIEU Fm. THULIN Fm. e conglomerate Bed TURONIAN M eug Maub L THIVENCELLES Fm. ed STREPY ? Fm. U nglomerate B Mons co CENOMANIAN M M-s-R BERNISSART Fm. L Hautrage Bed Tournai Bed

VRAC BRACQUEGNIES Fm.

SAINT-PIERRE Fm. U CATILLON Fm. HARCHIES Fm. "meules" ALBIAN HAINE GROUP POMMEROEUL Fm. M

APTIAN

U HAUTRAGE Fm. (BAUDOUR Fm) SAINTE-BARBE Fm. BARREMIAN M L

Fig. 51. – Proposition de modification du canevas lithostratigraphique du Bassin de Mons sur la base des résultats de ce travail (d’après Robaszynski et al., 2001, modifié). À comparer avec la figure 5. www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 121

8.2. Reconstitutions paléoenvironnementale et paléoclimatique à partir d’arguments palynologiques et sédimentologiques

À partir des résultats palynologiques et sédimentologiques, nous envisageons d’une part, une reconstitution paléoenvironnementale des sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons et d’autre part, une interprétation du paléoclimat contemporain à ce dépôt.

8.2.1. Principes de base

La morphologie des palynomorphes, fragments d’épidermes et fragments de bois peuvent être associés à des groupes botaniques actuels ou disparus, eux-mêmes associés à des environnements de dépôts et dans une certaine mesure, à des paramètres climatiques. En pour- suivant ce raisonnement (principe « d’actualisme »), il est permis de proposer un paléoen- vironnement, voire même un paléoclimat dans lequel se développaient les paléopaysages végétaux. Définir l’environnement de dépôt des faciès wealdiens et le climat du Hainaut au Crétacé inférieur sur la base de la palynologie reste néanmoins un exercice difficile et ce, pour deux raisons majeures. Premièrement, la plupart des plantes dont on observe aujourd’hui les spores et/ou le pollen ont disparu. Rares sont les végétaux auxquels peut être attribué un nom générique ou spécifique en relation avec la flore actuelle, ce qui rend délicat les analogies avec des plantes actuelles. Il est possible que certaines plantes aient en outre évolué vers des milieux de vie différents de ceux de leurs ancêtres. Deuxièmement, les sédiments étudiés se sont déposés au sein de paléoenvironnements très locaux (sous-environnements de dépôt dans la plaine alluviale et dans la frange litto- rale) non représentatifs de l’ensemble de la végétation durant les époques caractérisant les faciès wealdiens.

8.2.2. Paléoenvironnements

Conscient des limites mentionnées ci-dessus, ce travail démontre toutefois que les contenus palynologiques sont significativement différents sur les sites de Bernissart et Hautrage d’une part (Ouest du Bassin de Mons) et le site de Thieu (Est du Bassin de Mons) d’autre part. La différence affecte également le contenu en macrorestes : riches en fougères à Bernissart, les faciès wealdiens sont constitués essentiellement de conifères à l’Est du Bassin de Mons (Coemans, 1867 ; Cornet, 1899 ; Seward, 1901 ; Alvin, 1953 ; Harris, 1953). Nous brossons ci-dessous les grandes traits des paléoenvironnements de Bernissart et Hautrage d’une part et de Thieu d’autre part, sur la base d’arguments palynologiques essentiellement et dans une moindre mesure sédimentologiques. www.academieroyale.be

122 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

Sites de Bernissart et Hautrage Plusieurs indices palynologiques caractérisent le milieu de dépôt des sédiments d’Hautrage et de Bernissart. L’association des algues Botryococcus, Schizosporis reticulatus, Ovoidites et Tetrapo- rina est typique de milieux situés dans – ou à proximité immédiate – des lacs et mares d’eau douce (figure 52). Il en va de même pour les sélaginelles, les hépatiques à thalle, certaines lycophytes et certaines Taxodiaceae. En outre, à Bernissart, la découverte d’une riche faune en poissons, tortues, amphibiens et crocodiliens confirme la présence immédiate de lacs d’eau douce. Ces points d’eau douce sont associés à des dépressions topographiques qui trouvent probablement leur origine dans le soutirage des puits naturels ou des « poches » (voir plus loin au paragraphe 8.5). Dans le forage BER3 de Bernissart, les cinquante mètres de sédiments à faciès wealdien sont entièrement constitués d’argiles plastiques noires à lamines silteuses brunâtres ou blanchâtres (Spagna et al., 2004 ; Yans et al., 2005a). Cette lithologie rythmique et homo- gène tranche singulièrement avec la variété des faciès wealdiens observés dans la « poche » d’Hautrage : alternances centimétriques à plurimétriques d’argiles, silts et sables parfois grossiers, de couleur variées (blanc, rouge, noir, gris…), riches en bois fossiles, pyrite et sidérose. À Hautrage, les proportions sporo-polliniques sont variables d’une préparation à l’autre et résultent vraisemblablement de différents sous-environnements de dépôt. Ces différences lithologiques traduisent un environnement de dépôt lacustre à Bernissart, peu étendu, lié à la dissolution ménagée d’anhydrites en profondeur. À Hautrage, en revanche, la dissolution plus étendue a engendré des dépressions plus larges où sont piégées de véri- tables plaines alluviales (et l’importante hétérogénéité des faciès associés à ce type de milieu). Les plantes d’eau douce devaient côtoyer des taxons (bennettitales, fougères et séla- ginelles) formant des ceintures végétales (milieux hygrophiles à mésophiles) autour de ces points d’eau. Le pollen de conifères est présent en moindre quantité que les taxons repris ci- dessus. La répartition des végétaux actuels d’une part, les analyses sédimentologiques, taphonomiques et anatomo-morphologiques de dépôts et bois fossilisés d’autre part, suggèrent que les conifères fossiles (à l’exclusion des Taxodiaceae) étaient plutôt de type mésoxérophytes et poussaient dans des zones de plus haute altitude, ou dans des zones plus sèches non soumises à une humidité constante. En appliquant ce dernier postulat, on peut supposer que les conifères des régions de Bernissart et Hautrage vivaient sur des collines ou montagnes environnantes. Dès lors, les grains de pollen de conifères ont été transportés par le vent et/ou les rivières vers les milieux de dépôts. Les conifères ne se développaient pas in situ. Les morceaux de bois de conifères, parfois pluridécimétri- ques, découverts dans les dépôts sableux d’Hautrage témoignent néanmoins de la relative proximité de ces milieux de collines (hauteurs qui entourent directement le Bassin de Mons ?). En résumé, le paléoenvironnement de Bernissart et Hautrage se présentait sous la forme de lacs et mares dans lesquelles pullulaient les algues et aux bords immédiats desquels www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 123 Végétaux Végétaux mésoxérophytes hygrophiles

? ?

Zone d’effondrement mer 20 m (puits naturel)

conifères éphedrale (pinaceae, caytoniale cupressaceae, taxodiaceae podocarpaceae, ...) lycophyte

sélaginelle cheirolepidiaceae cycadale araucariaceae épiphyte

angiosperme algues bennettitale fougère

Fig. 52. – Répartition schématique des différents taxons paléobotaniques reconnus dans les faciès wealdiens de Bernissart.

s’implantaient taxodiaceae, lycophytes, mousses et probablement quelques angiospermes primitives (figure 52). Ces points d’eau étaient entourés de plaines inondables temporaire- ment très riches en fougères, bennettitales et sélaginelles. La forte proportion des palynomorphes observés dans le sédiment témoigne d’une végétation probablement très dense. Les conifères mésoxérophytes, se développaient à l’écart de ce milieu sub-aquatique, probablement sur des hauteurs plus sèches. Les rares grains de pollen de caytoniales témoignent de la (très) relative proximité des milieux intertidaux. Cette interprétation ne bouleverse pas les hypothèses formulées depuis plus d’un siècle dans la littérature. Toutefois, elle étoffe et précise les types de plantes ayant laissé une trace palynologique dans les sédiments à faciès wealdien de Bernissart et Hautrage. www.academieroyale.be

124 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

Site de Thieu À Thieu, les faciès wealdiens sont essentiellement silto-sableux et contiennent des dino- flagellés d’origine marine (Yans et al., 2002). Les genres Spiniferites, Achomosphaera et Hystrichosphaeridium, fréquemment reconnus dans les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons, caractérisent les milieux franchement ouverts (Stover et al., 1996). Un environnement ayant subi des influences marines est évident. Plusieurs arguments plaident toutefois en faveur d’un environnement marin proximal et peu profond. Tout d’abord, le nombre d’individus et la diversité des espèces de dinoflagellés rencon- trées dans les faciès wealdiens sont largement inférieurs à ceux classiquement observés dans les milieux marins profonds (Foucher & Taugourdeau, 1975). Ensuite, la forte proportion de palynomorphes d’origine continentale témoigne de la relative proximité des apports de ce type. De plus, le développement de plusieurs espèces rencontrées à Thieu (Xiphophoridium alatum, Dinopterygium cladoides, Trichodinium castanea, Exochosphaeridium bifidum, Hystrichodinium pulchrum) paraît favorisé au sein d’environnements relativement proximaux (Hasenbohler, 1981). Enfin, les algues Prasinophyceae du genre Pterospermella semblent affectionner des milieux marins dans lesquels se manifestent des influences météoriques (Guy-Ohlson, 1996). En résumé, la présence de dinoflagellés, foraminifères et d’acritarches d’une part, de spores et grains de pollen d’autres part, suggère un environnement subissant des influences à la fois marines et continentales. Des milieux estuariens relativement ouverts sont envisa- geables. La granulométrie grossière dans cette partie des faciès wealdiens et les structures sédimentaires qui y sont décrites sont cohérentes avec ce type d’environnement à forte énergie.

8.2.3. Paléoclimats

Les faciès wealdiens du Bassin de Mons sont d’âge barrémien moyen à aptien basal (Hautrage et Bernissart) et albien supérieur sensu stricto (Thieu). Le climat de ces périodes géologiques a fait l’objet de nombreuses études. Certaines de ces études se basent sur la composition minéralogique des argiles. La présence de kaolinite est notamment utilisée comme un critère d’un climat chaud et humide (Sladen, 1983). Les paragraphes qui suivent utilisent d’autres critères (palynologiques et géochimiques) pour cerner le climat du Barré- mien moyen à l’Albien supérieur sensu stricto.

Température Des modélisations à partir de données géologiques suggèrent un climat globalement chaud au Crétacé (Huber et al., 2000). À partir d’arguments palynologiques, un climat tempéré chaud à subtropical paraît le plus probable pour cette période (Herngreen et al., 1996). www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 125

Température Pluviosité ⊕ ⊕⊕ ⊕ ⊕⊕ CONIACIEN paratropical

TURONIEN pars ()

Crétacé CENOMANIEN Supérieur Est du Bassin de Mons ALBIEN humide

APTIEN “sec” à saisons contrastées Ouest du Bassin de Mons BARREMIEN

HAUTERIVIEN Inférieur Crétacé humide VALANGINIEN

BERRIASIEN doux “sec”

âge des faciès wealdiens du Bassin de Mons

Fig. 53. – Conditions climatiques durant le dépôt des faciès wealdiens du Bassin de Mons (d’après Robaszynski, 1975 ; Pelzer & Wilde, 1987 ; Ruffell & Batten, 1990 ; Herngreen, 1996 ; Allen, 1998 ; Ruffell & Worden, 2000 ; Stewart, 2001 ; Scotese, 2002).

Dans le détail, la période étudiée se situe dans la partie supérieure du Crétacé inférieur (= « Crétacé moyen ») qui constitue une période de transition entre deux types de climat (figure 53). En effet, au Crétacé inférieur, le climat est globalement doux avec la présence de neige et glace durant les saisons froides (Scotese, 2002). D’après ce dernier auteur, le Nord-Ouest Européen est situé à la limite entre un climat tempéré chaud et un climat paratropical. Au Crétacé supérieur, le climat est globalement chaud et plus aucune glace n’existe aux pôles ; l’Europe est alors le siège d’un climat « paratropical » (Scotese, 2002). À partir d’arguments géochimiques, une température moyenne de 20 à 30°C est proposée pour les latitudes de 30 à 40°N – cas du Bassin de Mons – au cours de l’Albien (Habicht, 1979). D’âges barrémien moyen à aptien basal d’une part (Ouest du bassin) et albien supé- rieur sensu stricto d’autre part (Est du bassin), les faciès wealdiens du Bassin de Mons seraient déposés sous un climat globalement doux à chaud. Plusieurs arguments palynologiques et paléobotaniques confirment l’existense d’un tel climat. Les fougères, dont les spores abondent dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons, se développent pleinement dans un climat chaud et humide. Par exemple, Weichselia reticulata, retrouvée à Bernissart, serait une plante de sol humide et exposée à une forte inso- lation (Daber, 1968). Toutefois, au Mésozoïque, les Gleicheniaceae, assez abondantes dans les sites étudiés, préfèrent des climats subtropicaux plus frais que des climats franchement tropicaux (Hern- www.academieroyale.be

126 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique green et al., 1996). Il en va de même pour le genre Tsuga (Pinaceae) – auquel pourraient appartenir les grains de pollen du genre Cerebropollenites – qui croît actuellement dans des climats tempérés chauds et humides, sous influence océanique, à des altitudes ne dépassant pas 1000 mètres (Callen, 1977). L’espèce Araucariacites australis et le genre Callialaspo- rites, tous deux présents dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons, sont typiques de climats plus froids (Abbink et al., 2001). Un climat tempéré chaud (et non tropical) est également déduit d’études pluridisciplinaires sur les faciès wealdiens anglais (Allen, 1998). Par ailleurs, les paléosols à caliches observés dans les faciès wealdiens d’âge barrémien de l’Île de Wight caractérisent des climats semi-arides de type méditérannéen (Robinson et al., 2002). Un climat similaire peut être déduit des paléosols interstratifiés dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons (paragraphe 4.10). En conséquence, il est clair que le climat du Barrémien n’est pas intertropical chaud. Nous retiendrons de ce qui précède qu’un climat de plus en plus chaud régnait du Barrémien à l’Albien. L’augmentation de température du Barrémien à l’Albien n’est pas traduite par l’augmentation de la kaolinite dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons. Les faciès wealdiens de l’Ouest du Bassin de Mons, d’âge barrémien moyen à aptien basal, sont en effet globalement plus riches en kaolinite que les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons, d’âge albien supérieur sensu stricto. De tels décalages entre les climats les plus chauds d’une part et les teneurs en kaolinite les plus fortes d’autre part, ne sont pas limités au cas des faciès wealdiens du Bassin de Mons. Par exemple, Sladen (1983) et Allen et al. (1998) mettent en évidence un déca- lage du pic de fortes teneurs de la kaolinite entre les faciès wealdiens du Weald/Wessex d’une part et les faciès wealdiens du sondage de Speeton d’autre part, pourtant distants d’environ 250-300 km et donc soumis à des climats similaires. Par ailleurs, un décalage est observé entre la position stratigraphique des palynomorphes qui correspondent au climat le plus chaud et les apports les plus nourris en kaolinite dans une succession de l’intervalle Paléocène-Eocène en Belgique (Steurbaut et al., 2003 ; Yans et al., 2006a).

Pluviosité Sur la base d’observations sédimentologiques, paléobotaniques et palynologiques, Pelzer & Wilde (1987) suggèrent que le climat était franchement humide du Berriasien au Barré- mien. À partir d’arguments complémentaires déduits des faciès wealdiens anglais, Allen (1998) précise qu’un climat sec prévaut au Berriasien inférieur avant qu’une période globalement humide à saisons légèrement constrastées ne règne jusqu’au Barrémien supérieur (voire l’Aptien basal). À partir du Barrémien et jusqu’à l’Aptien moyen, le climat devient plus sec, à saisons davantage contrastées (Pelzer & Wilde, 1987 ; Ruffell & Worden, 2000). Une étude pluridisciplinaire conclut à la présence d’une phase d’aridité dans le Nord-Ouest Européen durant le Barrémien et l’Aptien (Ruffell & Batten, 1990). À l’appui de cette affirmation, le début du développement des angiospermes durant l’Aptien et/ou l’Albien inférieur semble avoir été possible grâce à un climat qui tend en effet vers une humidité réduite, à savoir « equable, mesic to humid » (Stewart & Rothwell, 2001). www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 127

Dans les faciès wealdiens de Bernissart (profondeur de 322 mètres) d’âge barrémien moyen à aptien basal, la relative abondance des grains de pollen attribués à Ephedripites montanaensis confirme cette évolution vers un climat « relativement plus sec ». Par ailleurs, d’après Robaszynski (1975), le climat devait être chaud avec alternance d’une saison sèche et d’une saison humide comme semble l’attester la périodicité remarquée dans l’accroisse- ment des troncs de conifères. À partir de l’Aptien moyen, le climat tend à être globalement plus humide. À nouveau, l’augmentation de la pluviosité du Barrémien à l’Albien ne se traduit pas par l’augmentation de la kaolinite dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons. Les faciès wealdiens de l’Ouest du Bassin de Mons, d’âge barrémien moyen à aptien basal, sont en effet globalement plus riches en kaolinite que les faciès wealdiens de l’Est du Bassinde Mons, d’âge albien supérieur sensu stricto. Au contraire, on observe que la phase « sèche », voire d’aridité qui affecte le Nord-Ouest de l’Europe durant le Barrémien se traduit par le dépôt des faciès wealdiens kaoliniques de l’Île de Wight, du Boulonnais et de l’Ouest du Bassin de Mons.

En conclusion Les interprétations paléoclimatiques déduites de l’abondance de kaolinite dans les faciès wealdiens du Nord-Ouest européen ne rejoignent pas toujours celles déduites d’autres domaines de recherche. Lors de la sédimentation de la kaolinite dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons, le climat n’est pas particulièrement chaud et humide. En corollaire, il apparaît essentiel de combiner plusieurs outils de recherche avant de conclure à des inter- prétations paléoclimatiques. Seule, l’étude de la fraction argileuse est insuffisante.

8.3. Analyse minéralogique de la fraction argileuse

8.3.1. Tendances minéralogiques dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons

Les faciès wealdiens d’Hautrage et de Bernissart (Ouest du Bassin de Mons) sont essentiellement constitués de matériel smectitique en partie latté (interstratifié illite-smectite R = 0 et interstratifié chlorite-smectite) et de kaolinite. À l’Est du Bassin de Mons, les faciès wealdiens argileux (unités 1 et 2) sont dominés par de la kaolinite et de l’illite alors que les faciès wealdiens sableux (unité 3) sont dominés par l’interstratifié illite-smectite R = 0, en partie latté.

8.3.2. La minéralogie argileuse des faciès wealdiens d’autres régions

La composition minéralogique de la fraction argileuse de faciès wealdiens d’autres régions a été étudiée. Elle sera comparée avec celle des sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons. www.academieroyale.be

128 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

L’Île de Wight Les échantillons récoltés en juin 2000 se réfèrent à la succession de la Formation du Wessex (Stewart, 1981a). La fraction argileuse (figure 54) est essentiellement constituée de kaolinite et d’interstratifié illite-smectite R = 0. La proportion de feuillets smectitiques dans l’inter stratifié est assez faible et ne dépasse pas 50 %. La présence de matériel smectitique a été signalée dès 1996 dans les faciès wealdiens anglais ; une interprétation basée sur l’altération de vermiculites originelles durant des cycles d’assèchement-humidification est suggérée (Taylor, 1996). L’interstratifié I-S R = 0 est en partie latté (figure 34).

Boulonnais et Bassin de Paris Vingt-deux échantillons des sédiments à faciès wealdien de la carrière Bayard et des environs immédiats (Boulonnais, France, localisation précise in Herngreen, 1971) ont été analysés (échantillonnage et analyses par C. Dupuis en 1989-1990). Les sédiments à faciès wealdien de la carrière Bayard ont un contenu palynologique d’origine strictement continentale (Herngreen, 1971). À partir de la composition minéralogique de la fraction argileuse (figure 55), les sédi- ments à faciès wealdien sont divisés en trois unités (de haut en bas). L’unité 3 est riche en interstratifié illite-smectite R = 0 et interstratifié chlorite-smectite. L’unité 2 est riche en kaolinite et illite. L’unité 1 est riche en kaolinite et interstratifié chlorite-smectite. Les pseudo-gleys des faciès wealdiens du Boulonnais paraissent plus évolués que les paléosols des faciès wealdiens du Bassin de Mons. Un lien entre les faciès rouges (paléo- sols) et la relativement forte teneur en kaolinite (unité 2) est possible dans le Boulonnais. Nous n’y avons pas observé de matériel smectitique latté. Par contre, les particules argileuses sont fréquemment bordées d’excroissances régulières de composition smectitique. Dans l’Est du Bassin de Paris, la fraction argileuse des faciès wealdiens est dominée par la kaolinite, l’illite et divers minéraux à feuillets interstratifiés (Buissart, 1989 ; Deco- ninck, 1992). Il en va de même dans le Pays de Bray (Médioni & Robaszynski, 1980). Dans l’Est du Bassin de Paris, on notera la présence irrégulière de « smectite » dans les bancs sableux (Buissart, 1989).

8.3.3. Intégration des résultats

Interstratifié illite-smectite (Reichweite) R = 0 L’interstratifié illite-smectite R = 0 fait partie (Île de Wight, Bernissart), voire domine (unité 3 du Boulonnais, unité 3 de l’Est du Bassin de Mons, « Cénomanien à faciès wealdien » et l’essentiel des faciès wealdiens d’Hautrage) le cortège argileux. Ce minéral présente fréquemment une morphologie lattée. www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 129

BSWX10 BSWX11

TOP BSWX12 BS BSWX13 Wx1 BS Wx2

BSWX14 BS Wx3 BS Wx4 BS Wx5 BSWX15 BS Wx6 BSWX17

BSWX16 BS Wx7 BS Wx8 BSWX18 BS Wx9

BSWX19 BSWX20

BASE 0% 20% 40% 60% 80% 100% BSWX1 Composition minéralogique BSWX2 de la fraction argileuse BSWX3

BSWX4

Kaolinite BSWX5 BSWX6

Illite BSWX7

BSWX8 Interstratiﬁé illite-smectite R=0 BSWX9 Interstratiﬁé kaolinite-smectite BSWX10 BSWX11

BSWX12

BSWX13

BSWX14

BSWX15

BSWX16 BSWX17

BSWX18

BSWX19

BSWX20

Fig. 54. – Échantillonnage et composition minéralogique de la fraction argileuse dans la Wessex Formation de l’Île de Wight (succession lithologique d’après Stewart, 1981). www.academieroyale.be

m 35 130 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

Couverture apto-albienne

30 Fe ox LG 31 Fe ox LG 29 LG 27 LG 25 0% 20% 40% 60% 80% 100% LG 23 LG21 LG 21 LG 19 LG19 Unité 3 Argiles, silt LG 17 unité 3 pyr LG 16 et sables 25 LG 14 LG17 LG 12 LG 11 LG16 LG 9 LG14 LG 8 LG12 LG 7 20 LG11 LG 5 LG 4 LG 3 LG9 Unité 2 Argiles bariloées unité 2 Kaolinite LG8 (paléosols) LG 1 Illite LG7 15 Chlorite Faciès LG5 wealdiens Interstratifié illite-smectite R=0 LG4 Interstratifié chlorite-smectite LG 52 LG3 Fe ox Interstratifié illite-smectite R=1 LG 49 LG1 10 Interstratifié kaolinite-smectite LG52 Fe ox LG 47 LG49

LG 45 LG47 unité 1 Unité 1 LG45 Graviers, sables, 5 argiles et bois LG43

LG41 LG 43 LG 41 LG39 LG 39 0 LG 37 LG37 Marnes et calcaires jurassiques

Fig. 55. – Succession lithologique composite et composition minéralogique de la fraction argileuse des sédiments à faciès wealdien de Longueville (carrière Bayard et environs, Boulonnais, France) (d’après Dupuis, inédit).

La présence de matériel smectitique latté ne dépend pas de l’environnement de dépôt dans la mesure où il se rencontre à la fois dans les faciès wealdiens strictement continentaux (sites de Hautrage, Bernissart) et dans les faciès wealdiens à influences marines (site de Thieu). Il a été suggéré que, d’une façon générale, l’abondance de matériel smectitique est liée à un niveau marin élevé (Deconinck, 1992). Dans l’Est du Bassin de Mons, le niveau marin maximum (= unité 2, définie au moyen de la proportion entre les flores marine et continentale) ne correspond cependant pas au maximum de la proportion en matériel smectitique (= unité 3). Ceci plaide en faveur, si besoin en était encore, d’une formation in situ d’au moins une partie de l’interstratifié I-S R = 0, indépendemment de l’environnement de dépôt, lors de la diagenèse précoce. Dans toutes les coupes analysées, la morphologie « en lattes » de l’interstratifié I-S R = 0 s’observe dans ou à proximité immédiate de sédiments silto-sableux. Cette granulo- métrie favoriserait le passage des fluides nécessaires à leur (néo ? – trans ?) formation. www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 131

Certains auteurs concluent qu’aucune variation de la composition minéralogique de la fraction argileuse n’est observée dans les lithofaciès pédogénétiques de la Formation du Wessex de l’Île de Wight (Wright et al., 2000). Ces derniers auteurs suggèrent donc qu’aucune néoformation ne peut être mise en évidence dans la fraction argileuse de ces sédiments. Dans la mesure où le processus de smectitisation affecte l’ensemble des sédi- ments silto-sableux déposés dans la plaine alluviale et qu’il n’est pas limité aux paléosols, il est impossible de l’observer en comparant le contenu argileux dans les paléosols et les sédiments « sains ».

Kaolinite

De façon générale, en Europe occidentale, la fraction argileuse des sédiments proximaux du Crétacé inférieur serait caractérisée par de fortes teneurs en kaolinite, c’est le cas notamment pour les sédiments continentaux à intercalations marines dans le Yorkshire d’âge barrémiens (Parker, 1974), les sédiments du Crétacé inférieur du Sud-Ouest de l’Angleterre (Cosgrove & Salter, 1966), les sédiments du Crétacé inférieur du Jura (Persoz & Remane, 1976), les sédiments du Crétacé basal du Weald (Sladen & Batten, 1984), les sédiments du Crétacé inférieur dans le Nord-Ouest Européen de façon générale (Sladen, 1983), les sédi- ments à faciès wealdien d’âge hauterivien-valanginien du Bassin de Paris (Buissart, 1989), les sédiments du Crétacé inférieur du domaine subalpin français (Deconinck et al., 1985) et les sédiments du Crétacé inférieur du domaine cantabrique (Pascal, 1985). Notre étude confirme que les faciès wealdiens sont globalement assez riches en kaolinite mais que la kaolinite ne domine pas l’association minéralogique des argiles. Un constat similaire a récemment été dressé dans les faciès wealdiens de la Formation de Vectis de l’Île de Wight (Ruffell & Batten, 1990). Un lien diagénétique entre la kaolinite d’une part et le matériel smectitique d’autre part est envisagé ci-dessous.

Mécanismes de smectitisation-glauconitisation de kaolinite Le matériel smectitique est dominant et associé à la diagenèse très précoce. L’interstra- tifié illite-smectite R = 0 se forme notamment sur (aux dépens d’) un substrat constitué de kaolinite. Divers auteurs ont déjà souligné les processus de transformation de la kaolinite en matériel smectitique et glauconitique lors de la diagenèse précoce. Nous résumons ces travaux ci-dessous et les appliquons au cas des faciès wealdiens du Bassin de Mons.

Smectitisation de la kaolinite La kaolinite constitue un nucléus potentiel pour le développement des lattes smectitiques dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons. Sur base d’une étude isotopique du strontium et de l’oxygène, Clauer et al. (1990) montrent que du matériel smectitique authigène marin cristallise dans un environnement isolé de l’eau de mer lors de la diagenèse très précoce. Ce matériel se développe à la faveur www.academieroyale.be

132 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique de faibles taux de sédimentation (Thiry & Jacquin, 1993) sous des pH basiques (Steinberg et al., 1987). La transformation kaolinite → matériel smectitique est également suggérée dans les sédiments albiens du Bassin du Wessex (Angleterre). En effet, les faciès glauconieux du Lower Greensand ou du Gault y sont pauvres en kaolinite et très riches en smectites (Jeans et al., 1982 ; Ruffell & Batten, 1994). D’après ces derniers auteurs, la kaolinite, initialement présente dans le sédiment, a été transformée en minéral smectitique et en glauconite.

Glauconitisation de la kaolinite Les grains de glauconies, présents dans les sédiments du « Cénomanien à faciès wealdien », sont authigènes. Le processus de formation général de la glauconie reste encore débattu (Kelly et al., 2001) mais un double mécanisme paraît probable (Keppens & O’Neil, 1984 ; Clauer et al., 1992a ; Clauer et al., 1992b ; Stille & Clauer, 1994). Le premier consiste en une dissolution-cristallisation progressive des matériaux détri- tiques dans un environnement isolé de l’eau de mer (Odin & Matter, 1981 ; Amouric & Parron, 1985). La kaolinite constitue un des principaux minéraux précurseurs dans ce mécanisme (Giresse & Odin, 1973 ; Odin & Matter, 1981 ; Odin & Dodson, 1982 ; Odin, 1988 ; Weaver, 1989 ; Giresse & Wiewiora, 2001). En Guinée, Odin (1982) montre que la kaolinite disparaît de l’assemblage argileux originel au profit de la glauconite. Sur le plateau du Congo et du Gabon, tous les stades d’une succession minéralogique depuis la kaolinite jusqu’à un minéral voisin de la glauconite ont été décelés (Giresse & Odin, 1973). De telles disparitions de kaolinite seraient assez fréquentes dans les enregistrements sédimentaires si on en juge par l’abondance des grains de glauconie, présents dans une importante variété de sédiments de tous des océans anciens et actuels (Odin & Fullagar, 1988). Le second mécanisme consiste en un développement des cristaux formés (et d’un enrichissement en potassium) à partir d’une solution en contact avec l’eau de mer.

En conclusion

L’assemblage argileux actuel des sédiments à faciès wealdien du Nord-ouest européen n’est pas similaire à l’assemblage argileux originel. La diagenèse précoce a modifié ce contenu, notamment en transformant une partie de la kaolinite en matériel smectitique et glauconite. Une attention particulière doit donc toujours être portée à l’étude de la diagenèse lors de l’analyse de la fraction minéralogique des argiles. Les faciès wealdiens du Bassin de Mons n’ont certes pas été soumis à des pressions et températures élevées, qui auraient (1) transformé le cortège argileux en une association illite-chlorite et (2) détérioré la couleur des palynomorphes. Toutefois, une diagenèse active et précoce, liée à la circulation de fluides et à la compaction, est attestée par la présence : – d’interstratifié illite-smectite R = 0 latté qui caractérise également les faciès wealdiens d’autres régions et le « Cénomanien à faciès wealdien » dans le Bassin de Mons, www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 133

– de sidérite précoce dont le carbone a une double origine (matière organique d’une part, minérale d’autre part) et de pyrite (l’étude ultérieure de la pyrite pourrait préciser les modalités de cette diagenèse), – de paléosols immatures.

8.4. Intégration en stratigraphie séquentielle des sédiments à faciès wealdien de l’Est du Bassin de Mons

Les résultats stratigraphiques précisent l’âge des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons. Cet âge constitue un jalon essentiel dans l’histoire albienne du bassin. Forts de la précision stratigraphique acquise, il nous est possible d’intégrer les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons dans un schéma de stratigraphie séquentielle.

8.4.1. La stratigraphie séquentielle : quelques fondements…

Nous utiliserons les concepts classiques de la stratigraphie séquentielle développés par Vail et al. (1977) et Vail et al., (1987) et précisés par la suite (Van Wagoner et al., 1988 ; Vail et al., 1991). Les quelques considérations suivantes seront utiles lors de l’interprétation. Nous renvoyons le lecteur à ces références pour davantage de précisions. Les concepts de la stratigraphie séquentielle se fondent sur les notions de séquence et d’espace disponible pour la sédimentation. Une séquence de dépôt est « une unité stratigraphique composée d’une succession relativement conforme de strates génétiquement reliées et limitées au sommet et à la base par des unconformities ou leur corrélatives conformities » (Vail et al., 1977). D’après les mêmes auteurs, une unconformity est « une surface d’éro- sion ou de non-dépôt qui sépare les strates récentes de roches plus anciennes et représente un hiatus significatif ». Ces séquences s’emboîtent à différentes échelles de temps (on parle alors de séquences d’ordres différents). La séquence est structurée en cortèges de dépôts (ou prismes sédimentaires). On distingue : – un prisme transgressif (ou Transgressive Systems Tract – TST), – un prisme de haut niveau marin (ou Highstand Systems Tract – HST) qui se divise en deux parties : HST inférieur rétrogradant et HST supérieur progradant. – un prisme de bas niveau ou prisme de bordure de plate-forme (ou Lowstand Systems Tract – LST) qui se termine par une limite de séquence (ou Sequence Boundary – SB) qui peut engendré une érosion des sédiments.

Le remplissage sédimentaire est contrôlé par « l’espace disponible ». Ce dernier dépend du niveau marin relatif contrôlé par trois paramètres : Niveau marin relatif = Niveau marin absolu (eustatisme) + subsidence + apports sédimentaires www.academieroyale.be

134 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

À partir d’études sur plusieurs bassins sédimentaires à travers le monde, Haq. et al. (1988) ont établi une charte des variations eustatiques (niveau marin absolu). Suivant les principes de l’interprétation eustatique des variations des niveaux marins à l’échelle globale, seuls les intervalles transgressifs et les hauts niveaux marins laissent des témoins sédimentaires sur les plates-formes continentales ou dans les bassins intracrato- niques (cas du Bassin de Mons). Dans ce contexte, les prismes de bas niveau se matériali- sent par un hiatus et l’érosion très probable de sédiments déposés auparavant. Les prismes de bas niveau marin sont alors absents du cortège sédimentaire (Vail et al., 1987). Sur les parties distales des bassins sédimentaires, les prismes de bas niveau marin peuvent en revanche laisser de très importantes épaisseurs de sédiments.

8.4.2. … appliqués aux sédiments à faciès wealdien de l’Est du Bassin de Mons

La figure 56 illustre l’interprétation séquentielle détaillée ci-après. Après un long épisode sans sédimentation durant lequel le socle est en partie kaolinisé (phase A – figure 56), les faciès wealdiens constituent les premiers dépôts mésozoïques du Bassin de Mons (figure ).5 L’Est du Bassin de Mons est alors le siège d’une sédimentation proximale. Les plus anciens sédiments à faciès wealdien (unité 1) comprennent plusieurs paléosols peu mâtures (semblables à ceux décrits dans le paragraphe 4.10) alternant avec des niveaux dont le contenu palynologique témoigne d’une origine strictement continentale. Sur les bordures proximales d’un bassin, ce type de paléosols ne peut être conservé que dans un intervalle transgressif (phase B – figure 56). L’unité 1 de la Formation des Graviers de Saint-Pierre correspond à un TST. Dans ce contexte, chaque paléosol pourrait révéler une paraséquence de 4e ordre. Les faciès wealdiens de l’unité 2, constitués d’argiles dont le contenu palynologique trahit des influences marines, correspond alors à la partie rétrogradante d’un HST (phase C – figure 56). Le faciès argileux de l’unité 2 est cohérent avec un HST dans la succession locale : la proportion des dinoflagellés, foraminifères et acritarches y est en effet plus élevée que dans l’unité 3 sus-jacente, ce qui refléterait un espace disponible relativement important. L’unité 3 correspond à la deuxième partie (partie progradante) du HST (phase C – figure 56) et se matérialise par un apport sédimentaire important, granulocroissant, typique des remplissages de cortèges de haut niveau marin progradants. Par la suite, la région étudiée se situant sur la bordure très proximale du Bassin anglo- parisien, le système de bas niveau marin se marque par une longue période de hiatus et d’érosion des dépôts antérieurs (phase D – figure 56). Les faciès wealdiens ont alors fait l’objet d’une intense érosion, à l’exception (d’une partie ?) de ceux déposés et protégés dans les dépressions subsidentes très localisées que sont les « poches », « puits naturels » et karsts. Il a autrefois été suggéré que les faciès wealdiens auraient pu former une nappe continue sur le Bassin de Mons (Cornet, 1925 ; Delcourt & Sprumont, 1955). Si cette hypothèse www.academieroyale.be

Potential Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 135 succession in Stratigraphy Sedimentary architecture the Eastern Mons Sea-level curve Basin Landwards Basinwards Eastern Mons Basin Northeastern Paris Basin

+ 101.9 /- 0.7 Ma

High D HSL1

Sea level fall HSL1 Lowstand hiatus System HST1 LST1 Low LSL1 Tr act 1 TST1 LSL0 3th order sequence 1 : SB LSL0 LSL1 LS TST1 + HST1 + LST1 land T0 = wealden facies (lower part sable blanch‚tre t. hétéromorphe of the Saint-Pierre Gravels Formation) gravier de quartz et phtanites

moins graveleux C High HSL1

sables et gravier HSL1 In atum Sub-zone) HST1 Highstand ( System Low argile gris - cendré - débris lign. - tub. pyr. TST1 LSL0 Tract 1

LS LSL0 sable arg. gris foncé land T0 Saint-Pierre Formation Saint-Pierre wealden facies-units 2-3

lower part of the Gravels arg. gris cendré - débris lign. - tubul. pyr. arg. gris foncé très sableux sensu stricto B High Sea level rise HSL1 arg. bigarrée piquetée de sidérose Tr ansgressive s. arg. brun‚tre TST1 System

arg. bigarrée piq. de sidérose au sommet Late Albian TS LSL0 Tr act 1 arg. grise et sable arg. gris Low LS T0 land LSL0 wealden facies-unit 1 Saint-Pierre Formation Saint-Pierre basal part of the Gravels

Legend LST : Lowstand Systems Tract A HST : Highstand Systems Tract TST : Transgressive Systems Tract High LSL : Low Sea Level kao HSL : High Sea Level lonitic wea thering LSL0 Lowstand TS : Transgressive Surface LS System land T0 Low SB: Sequence Boundary SB Tract 0

Early Cretaceous LSL0

forage ()pro parte borehole 141W-473

Fig. 56. – Essai d’interprétation séquentielle des sédiments à faciès wealdiens de la Formation des Graviers de Saint-Pierre (Est du Bassin de Mons). Distances verticales exagérées. Âges radiométriques d’après Fiet et al. (2001).

reste envisageable à la fin du cycle rétrogradant décrit ci-dessus, l’érosion ultérieure liée au bas niveau marin aura rapidement fragmenté cette nappe. L’ensemble est alors suivi par les dépôts du Groupe de la Haine (« Meule ») assimilés à la Formation de Bracquegnies dans l’Est du Bassin de Mons (Gulinck, 1974 ; Amédro, 2002).

8.4.3. Contribution au calibrage stratigraphique des palynomorphes continentaux

Seules les successions capables d’être finement corrélées avec les subdivisions marines conventionnelles constituent un matériel utile en vue d’un calibrage stratigraphique des spores et grains de pollen. Les unités 2 et 3 des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de www.academieroyale.be

136 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

Mons répondent à cette condition. Dès lors, les espèces continentales (et particulièrement les grains de pollen d’affinité angiospermienne) décrites ci-dessus (paragraphe 6.4) sont présentes durant la Sous–zone à M. inflatum (Albien supérieur sensu stricto).

8.4.4. Implications sédimentologiques

Les résultats ci-dessus précisent la stratigraphie des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons (Sous-zone à Mortoniceras inflatum). Dans le forage le plus complet (no SGB 141W/472), les sédiments à faciès wealdien sont épais de 102 mètres. En connais- sant leur épaisseur et la durée de leur dépôt, il est possible de déduire la vitesse de sédimen- tation des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons. Une récente étude litho-cyclostratigraphique sur une coupe non condensée (Fiet et al., 2001) suggère que l’Albien supérieur sensu stricto recouvre 3.4 Ma. D’après ces auteurs, chacune des quatre Sous-zones à ammonites (Latil, 1994) de l’Albien supérieur sensu stricto représenterait 0.85 Ma. Cette estimation est par ailleurs cohérente avec l’ordre de grandeur (entre 0,6 et 1 Ma) proposé par Amédro in Robaszynski et al. (1980) pour les zones phylé- tiques d’ammonites de l’Albien au Boulonnais 1. Les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons se sont déposés durant la dernière Sous-zone de l’Albien supérieur sensu stricto (Sous-zone à Mortoniceras inflatum), soit au maximum en 0.85 Ma. La vitesse de sédimentation moyenne des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons est donc au minimum d’environ 120 m / Ma (102 m / 0.85 Ma), soit encore 1,2 m / 10.000 ans (sans tenir compte de la compaction). Ceci constitue une valeur minimale dans la mesure où (1) une partie des sédiments a probablement été érodée par le prisme de bas niveau marin (LST) qui a suivi le dépôt et (2) les sédiments ne se sont probablement pas déposés durant toute la Sous-zone à M. Inflatum. Cette vitesse de sédimenta- tion constitue indirectement une estimation de la vitesse de subsidence de la « poche » de Thieu. Elle est par exemple comparable à la vitesse de sédimentation (1,4 m / 10.000 ans) établie par Amédro (2002) pour les sédiments vraconniens non condensés des forages de Marcoule, déposés dans un contexte très subsident (Bassin du SE de la France). Dans le même ordre d’idée, en considérant que les 235 mètres de sédiments à faciès wealdien de la « poche » d’Hautrage se sont déposés du Barrémien moyen à l’Aptien basal, soit en moins de 2 à 4 millions d’années, on obtient une vitesse de subsidence de la « poche » d’Hautrage d’environ 0,6 à 1,2 m / 10.000 ans au minimum. Cette valeur n’est certes pas précise mais reste comparable à celle énoncée ci-dessus pour la « poche » de Thieu. Comparons ces résultats à la vitesse de sédimentation de la Formation de Catillon dans l’Ouest du Bassin de Mons. La sédimentation de cette formation est contemporaine à celle des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons (figure 51). Dans l’Ouest du bassin et durant un intervalle de temps comparable (≈ 0,85 Ma), ont été conservés près de 29 mètres de sédiments, soit une vitesse moyenne d’environ 0,34 m / 10.000 ans. De plus, la période

1 L’Albien s.s. peut être divisé en quatre Sous-zones sensu Latil (1994) ou en trois zones phylétiques sensu Amédro (1980). www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 137 d’érosion liée au prisme de bas niveau marin était probablement plus courte dans cette partie plus distale du Bassin de Mons par rapport à celle, plus proximale, de l’Est du bassin. Cette valeur est comparable à la vitesse de sédimentation moyenne des sédiments vraconniens de la « Meule » dans l’Est du Bassin de Mons estimée à 0,85-0,2 m / 10.000 ans au maximum (Amédro, 2002). Ces dernières valeurs constituent indirectement une estimation de la vitesse de subsidence des « cuves ».

Deux conclusions ressortent de ces estimations. D’une part, les « cuves » du Bassin de Mons (qui ne contiennent pas de sédiments à faciès wealdien) ont une vitesse de subsidence inférieure aux « poches » de ce même bassin (qui contiennent des sédiments à faciès wealdien), D’autre part, dans des milieux très proximaux comme ceux qui ont prévalu durant la sédimentation des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons, la vitesse de sédimenta- tion est assez élevée ; cela reste toutefois très local, là se combinent les effets d’une subsidence différentielle soutenue et d’apports sédimentaires nourris durant une période de haut niveau marin progradant.

8.4.5. Implications paléoécologiques

Aucune influence marine n’a encore été reconnue dans l’ensemble du Wealdien de Belgique (Marlière, 1954).

Les espèces de dinoflagellés reconnues dans les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons ont clairement une affinité marine. Aucun spécimen ne peut être attribué aux espèces de dinoflagellés non marines décrites (Batten, 1985 ; Batten, 1989 ; Harding & Allen, 1995) dans la littérature. De plus, la relative diversité des espèces rencontrées exclut un environnement stressant et confiné qui se traduit classiquement par la présence d’une seule espèce (monospécificité). Une faune marine au sein de sédiments autrefois réputés continentaux (voir par exemple Cornet, 1899 ; Marlière, 1946 ; Marlière, 1947 ; Robaszynski et al., 1975) peut a priori surprendre. La présence de dinoflagellés marins au sein de sédiments à faciès wealdien n’est cependant pas une découverte : des dinoflagellés, témoins d’ incursions marines, ont déjà été décrits à Féron-Glageon (Delcourt & Sprumont, 1957 ; Delcourt & Sprumont, 1959a ; Delcourt & Sprumont, 1959b), dans le Bassin de Paris en général (Buissart, 1989), dans le Pays de Bray (Médioni & Robaszynski, 1980), dans les faciès wealdiens d’Alle- magne (Strauss et al., 1993) et, dès 1898, dans le Boulonnais (VandenBroeck, 1898) sans qu’on sache, dans ce dernier cas, leurs réelles implications paléoécologiques. Une reprise détaillée des espèces de dinoflagellés décrites à Féron-Glageon pourrait conduire à préciser l’âge des faciès wealdiens de ce gisement datés « Néocomien » sur bases d’une macroflore très apparentée à la flore du « Wealdien » d’Angleterre et du Hanovre (Carpentier, 1927a) et Valanginien-Hauterivien par le même auteur (Carpentier, 1927b). Dans les bassins anglais, Batten (1973) décrit une augmentation du microplancton à partir des Hastings www.academieroyale.be

138 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

Beds (Berriasien-Valanginien) jusqu’au Weald Clay les plus jeunes (Hauterivien-Barre- mien) ; les influences marines servent alors à préciser la stratigraphie du contenu en spores et grains de pollen (Hughes & Harding, 1985 ; Harding, 1986 ; Harding, 1990). Par ailleurs, à partir d’arguments sédimentologiques, il a été démontré que les faciès « Purbecko-Wealdien » du Sud de la Tunisie, autrefois considérés à tort comme continentaux, étaient formés principalement (> 90 %) de petites séquences d’estrans transgressifs en milieu intertidal (Ferry et al., 2001b). Ces quelques exemples suggèrent qu’une révision systématique des environnements de dépôt des faciès wealdiens (a priori continentaux) s’avérerait utile. Dans les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons, la présence de basales de fora- minifères, d’acritarches et d’algues du genre Pterospermella dans les unités 2 et 3 confirment, si besoin en était encore, les influences marines.

Basales de foraminifères Les basales de foraminifères (planche III, 14) rencontrés dans les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons font partie du groupe connu sous le terme supragénérique Scytinascia (Deák, 1964 ; Courtinat & Méon, 1991). Ils correspondent probablement au morphotype TS 1 sensu Courtinat & Méon (1991).

Pterospermella Les Pterospermella (planche III, 12) sont des algues vertes de la famille des Prasinophyceae, caractéristiques de paléoenvironnements marins francs, marins à influences météoriques ou encore lors d’incursions marines de courte durée (Guy-Ohlson & Norling, 1988 ; Lister & Batten, 1988 ; Guy-Ohlson, 1996). Elles sont caractéristiques de milieux mal oxygénés (Wall & Dale, 1974). Elles restent toutefois peu abondantes dans les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons.

Acritarches Plusieurs genres d’acritarches (planche III, 13) sont rencontrés et témoignent également de conditions marines.

8.4.6. Implications paléogéographiques

Deux implications paléogéographiques peuvent être mentionnées. D’une part, les faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons sont contemporains (Albien supérieur sensu stricto, Sous-zone à Mortoniceras inflatum) des sédiments de la Formation de Catillon de l’Ouest du Bassin de Mons. Ceci signifie que durant cette période, la sédi- mentation est plutôt estuarienne dans l’Est du bassin alors qu’elle est déjà franchement marine dans l’Ouest du bassin où se déposent les sédiments glauconieux, riches en dino- flagellés et relativement plus pauvres en flore continentale (= Formation de Catillon). Un palynofaciès riche en dinoflagellés et foraminifères, typique de la Formation de Catillon www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 139 est illustré à la figure 22-E. Ceci confirme l’hypothèse, déjà ancienne (Marlière, 1939b), d’une transgression marine albo-cénomanienne à partir de l’Ouest. D’autre part, le taxon Cauca parva caractérise la mer boréale (Nøhr-Hansen, 1993 ; Masure et al., 2001 ; Chevaux, 2002). La partie Est du Bassin de Mons (au moins) est en contact avec la mer boréale à l’époque du dépôt des faciès wealdiens. Aucune espèce typiquement téthysienne n’y est observée. En outre, les sédiments à faciès wealdien de Féron-Glageon (Nord-Est de la France) contiennent des dinoflagellés dont l’origine est à rechercher également dans la mer boréale (Batten, 1973). Amédro (2002) remarque par ailleurs que la forte proportion de Lepthoplites, Pleurohoplites, Calliaihoplites et H. (Disco- hoplites) dans les sédiments vraconniens inférieurs de la « Meule » du Bassin de Mons rattache le Hainaut belge à la Province faunique des Hoplitidae d’Owen (1973), équiva- lente à la Province nord-européenne du Domaine boréal de Kauffman (1973). Au Crétacé, trois domaines géographiques sont en effet reconnus dans Laurasia, définis chacun par des faunes spécifiques : boréal, téthysien et sud-tempéré (Kauffman, 1973 ; Owen, 1973 ; Owen, 1999). Dans le Sud-Est du Bassin de Paris, en revanche, les ostracodes ont une affinité avec les espèces de la mer alpine (téthysienne) et non de la mer boréale (Buissart, 1989). Au cours de l’Albien supérieur sensu stricto, le Bassin de Mons était en connection avec les Sous-bassins anglais, d’affinités boréales et non avec le Bassin de Paris, d’affinité téthysienne, dont il aurait été isolé par la zone haute du sous-bloc Artois (Colbeaux et al., 1980). À cette époque, le Bassin de Mons ne serait donc pas une digitation orientale du Bassin de Paris mais plutôt une extension méridionale (qui incluerait le Boulonnais) des Sous-bassins du Wessex-Weald.

8.4.7. Implications tectoniques

Plusieurs implications sur l’activité tectonique du Bassin de Mons peuvent être déduites. Tout d’abord, les faciès wealdiens de Bernissart et d’Hautrage ont un âge sensiblement identique (Barrémien moyen à Aptien basal). Rappelons l’hypothèse de Delmer et al. (1982) reprise par Dupuis & Vandycke (1989), selon laquelle les « poches » à faciès wealdien du Nord du Bassin de Mons résulteraient de la dissolution complète de l’anhydrite sous- jacente alors que les puits naturels résulteraient d’une dissolution ménagée de ces mêmes anhydrites. Dans les deux cas, le moteur de la subsidence serait la dissolution de l’anhydrite. Les âges semblables des faciès wealdiens piégés dans le puits naturel et la « poche d’Hautrage » appuient cette hypothèse. Par contre, il semble en aller autrement pour les sédiments à faciès wealdien de la poche de Thieu (Est du Bassin de Mons), d’âge albien supérieur sensu stricto. Enfin, les sédiments à faciès wealdien de l’Ouest et de l’Est du Bassin de Mons diffè- rent par leur contenu palynologique, leur âge, leur pendage et leur contexte géologique. Ceci tend à confirmer l’idée, déjà ancienne, d’une structuration différente du Bassin de Mons de part et d’autre du méridien de Mons (Marlière, 1969) et ce, déjà au Crétacé infé- rieur… www.academieroyale.be

140 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

8.4.8. Implications terminologiques

The term “Wealden” should, if used for beds outside the English basin, be applied only to those non-marine formations (1) clearly lying within the Berriasian-Barremian range and, if possible, (2) correlatable directly with the standard. Otherwise “Wealden” facies should be used. (Allen, 1955)

Cette étude confirme que les faciès wealdiens sont d’âges différents au sein même d’un bassin aussi peu étendu (paléo)géographiquement que le Bassin de Mons. Ils admettent en outre d’évidentes influences marines. Dès lors, il s’agit de considérer le terme wealdien uniquement pour décrire un faciès constitué d’argiles, silts et sables, de couleurs variées, souvent riches en matière organique et en pyrite (et dans une moindre mesure en sidérite). En aucun cas, il ne faut donc assigner (ou sous-entendre) pour ce terme une signification temporelle ou paléoenvironnementale strictes. À notre sens, il faudrait définitivement proscrire les dénominations de faciès wealdiens qui impliquent un âge, par exemple Wealdien (avec majuscule), temps wealdiens, époque wealdienne, âge wealdien, … ainsi que les dénominations de faciès wealdiens qui impliquent un paléoenvironnement continental, par exemple Groupe continental du Hainaut ou Groupe continental infracrétacé bien qu’en toute rigueur, la notion de Groupe reprenne le faciès majoritaire de l’unité (Hedberg, 1976). Bien que ces dénominations se rencontrent encore fréquemment dans la littérature, seule doit être retenue l’utilisation du terme faciès wealdien, auquel il convient le cas échéant d’ajouter l’âge et l’environnement de dépôt (par exemple, les faciès wealdiens à influences marines d’âge albien supérieur sensu stricto de l’Est du Bassin de Mons). Cette suggestion rejoint celle de Médioni & Robaszynski (1980) : « ce terme [Weal- dien] a été abusivement utilisé avec valeur d’étage, aussi nous lui préférerons ici la locution faciès wealdien ».

8.5. Quelques précisions sur les processus de formation des « puits naturels » et « poches » du Bassin de Mons

Dans le Bassin de Mons, les sédiments à faciès wealdien sont préservés au sein de dépres- sions locales à la surface du socle paléozoïque, sur le flanc Nord du Bassin de Mons. Ces dépressions sont appelées « puits naturels » et « poches » et sont associés à une subsidence différentielle. Cette subsidence différentielle résulterait de mouvements synsédimentaires dont le moteur serait à rechercher dans la dissolution d’anhydrites sous-jacente et/ou une extension crustale généralisée dans le Nord-Ouest Européen (paragraphe 2.3.1). Elle constitue le moteur de dépressions locales et limitées au bord Nord du Bassin de Mons. Ces dépressions deviennent alors le siège d’une sédimentation : www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 141

– continentale lorsque la mer n’y a pas accès (dû à un niveau eustatique trop bas et/ou à un manque de voie d’accès à partir du Bassin anglo-parisien) ; cas des faciès wealdiens d’Hautrage et de Bernissart (Barrémien moyen à Aptien basal), – marine lorsque la mer y a accès (dû au niveau eustatique suffisamment élevé et à la présence de voie d’accès à partir du Bassin anglo-parisien) ; cas au moins d’une partie des faciès wealdiens de l’Est du Bassin de Mons.

Plusieurs observations recueillies dans le cadre des récentes prospections géologiques dans les faciès wealdiens de la « poche » d’Hautrage et des forages récemment menés dans le « Cran aux Iguanodons », nous permettent de préciser le processus de formation des « poches » et « puits naturels ».

8.5.1. Puits naturels

La question du mode d’enfouissement des Iguanodons dans le puits naturel de Bernissart a suscité des débats (très) agités à la fin du XIXe et au début du XXe siècle. Le « Cran aux Iguanodons » fût à tort considéré comme les restes d’une paléovallée wealdienne (Dupont, 1892). Bien qu’elle soit encore trop souvent présentée dans les synthèses scientifiques et essais de vulgarisation relatifs aux Iguanodons de Bernissart, la coupe interprétative de cet auteur est géométriquement fausse (Cornet & Schmitz, 1898) : les contacts entre les faciès wealdiens et les schistes houillers sont en effet positionnés de façon incorrecte. Il est aujourd’hui en effet unanimement admis que les faciès wealdiens de Bernissart ont été piégés dans un « puits naturel » (Bultynck, 1989). Dans le Bassin de Mons, un puits naturel consiste en une cheminée ou colonne subverticale de section subcirculaire qui inter- rompt la continuité du gisement houiller (Delmer, 1989). Le diamètre de ces puits varie de 30 à 600 mètres (Delmer, 1989) ; leur profondeur peut atteindre plus de 1200 mètres, comme dans le cas du puits de Flénu – localisé à la figure 6 (Delmer & Van Wichelen, 1980 ; Quinif, 1995). La notion générale de « puits naturel » regroupe trois différents types de structure : « fontis », « subsidence en chaudron » et « faille circulaire (ou cylindrique) » (Delmer & Van Wichelen, 1980). D’après ces auteurs, le « Cran aux Iguanodons » de Bernissart serait le résultat d’un fontis associé à un complexe de failles circulaires. Les failles circulaires sont de vastes structures (jusqu’à 500 m de diamètre) délimitées par des failles courbes verticales et refermées, dont les rejets d’effondrement centripète sont très faibles (1 à 5 mètres). Il semble qu’on puisse fréquemment retrouver des fontis sur ou contre une faille circulaire de ce type (Delmer & Van Wichelen, 1980). À la suite de forages profonds, plusieurs travaux (Delmer, 1972 ; Delmer et al., 1982) repris et précisés par Dupuis & Vandycke (1989), ont conduit à l’hypothèse de mouvements verticaux de subsidence liés à la dissolution plus ou moins complète de niveaux d’anhydrite situés en profondeur, dans le calcaire viséen, comme en témoignent les brèches de collapse du sondage de Douvrain et Ghlin ; les puits naturels seraient la conséquence de la dissolution localisée de cette anhydrite (Delmer & Van Wichelen, 1980 ; Delmer et al., 1982). www.academieroyale.be

142 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

À l’appui de cette hypothèse, les compositions isotopiques des barytes piégées dans les sédiments à faciès wealdien du gisement karstique de Fleurus semblent démontrer la présence régionale, dès « l’époque wealdienne », de fluides sulphatés provenant des anhydrites viséennes ou givétiennes profondes (Dejonghe & Fuchs, 2002). En sus, on retrouve assez souvent des cristaux de barytine dans les diaclases du terrain houiller (Delmer, 1989).

8.5.2. Poches

Il a autrefois été suggéré que les « poches wealdiennes » trouvaient leur origine dans une paléotopographie en forme de vallée (Cornet, 1899 ; Marlière, 1946). D’autres auteurs ont émis l’hypothèse que les poches se seraient formées à l’aplomb de zones où un important espace a été libéré en profondeur, suite à la dissolution complète des anhydrites ou à une activité tectonique en extension (Delmer et al., 1982 ; Dupuis & Vandycke, 1989). Nous n’avons pas l’ambition de résoudre définitivement cette problématique, pour laquelle les observations directes sont manquantes. Les quelques observations suivantes imposent néanmoins quelques contraintes qu’il convient de garder à l’esprit au moment de proposer un modèle de formation des « poches wealdiennes » dans le Bassin de Mons.

Allure « en biseau » des faciès wealdiens de la « poche » d’Hautrage Il est connu depuis longtemps que les faciès wealdiens de la « poche » d’Hautrage s’enfoncent rapidement vers le Sud, sous les sédiments du Crétacé supérieur. Une coupe sommaire Nord-Sud, localisée au Nord du Bassin de Mons, est présentée à la figure 57. Lors de la compilation de nos travaux de prospection, les pendages mesurés ont confirmé les études précédentes. Les pendages repris sur cette coupe sont les suivants : – les faciès wealdiens ont un pendage de 10 à 25° Sud, – le contact entre les faciès wealdiens et le socle namurien sous-jacent, une pente d’environ 7 à 10° Sud (Marlière, 1946), – le contact entre les sédiments à faciès wealdien et les sédiments crétacés sus-jacents, un pendage d’environ 10° Sud (Marlière, 1946).

Cette coupe, qui reste schématique, mérite quelques commentaires. Le forage B06 (Marlière, 1939a) a recoupé le socle namurien à une altitude moins profonde (entre −74 et −90 m) que celle du forage B1 (la base de ce dernier forage à −143 m d’altitude n’a pas atteint le socle) situé plus au Sud (Briart & Cornet, 1867). Plus au Sud encore, l’enfoncement des faciès wealdiens est confirmé : l’altitude du sommet du socle au forage B07 est à environ −160 m (Marlière, 1939a). Cette profondeur est elle-même moins élevée que celle du forage Belœil 06 (Archives SGB n°139E-112) qui recoupe les schistes namuriens altérés sous la « Meule » (absence de faciès wealdiens) à −220 m d’altitude. www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 143 Site Carrière N S altitude approximative (m) altitude approximative Route du Château Brûlé Danube-Bouchon Terres du Hainaut Terres B06 B1 B07 Beloeil06 +40 0 Crétacé supérieur

- 100 faciès wealdiens ?

- 200 Schistes namuriens 200 m

Pendage Principaux Sondages carottés

Fig. 57. – Coupe schématique Nord-Sud de la poche d’Hautrage, d’après les informations de Marlière (1939), Marlière (1946), archives du SGB et les récents travaux de prospection (Robaszynski, 1989 et 1990 ; Yans, 1998 ; Yans, 2000 ; Yans, Spagna & Dupuis, 2001 ; Yans & Spagna, 2002). Les faciès wealdiens s’enfoncent rapidement vers le Sud, sous les terrains du Crétacé supérieur. Le pendage des faciès wealdiens est toujours orienté vers le Sud. Cette géométrie implique que les faciès wealdiens les plus anciens sont localisés au Nord de la « poche ». Noter le faible pendage dans la partie la plus au Nord de la « poche ».

Cette géométrie implique que les faciès wealdiens les plus anciens sont localisés au Nord, les plus jeunes au Sud, alors que ces derniers sont actuellement davantage enfouis sous la couverture du Crétacé superieur que les premiers.

Présence de failles normales et failles hydroplastiques Les failles n’affectant que les schistes houillers et les faciès wealdiens sans affecter les roches sus-jacentes sont connues depuis longtemps (Cornet & Briart, 1866). Des failles normales, à très faibles rejets (quelques centimètre à quelques décimètres) y sont observées (figure 58- C-D). Le nombre de ces failles reste néanmoins très limité. Dans l’ensemble des carrières ouvertes au début du siècle, Marlière (1946) ne dénombre « en tout et pour tout, [qu’] une seule petite faille au fond de la carrière Pachy ». Seule une petite partie de la subsidence peut être imputée à ces failles dont le rôle semble rester mineur. Dans la carrière Danube-Bouchon, nous avons toutefois observé un graben partiellement (?) hydroplastique (figure 58-A-B). Ce complexe est constitué de failles normales, de figures de rebroussement et de diapirs d’argile dans les deux failles principales. La présence de diapirs d’argile témoigne de l’activité à une époque où les argiles sous-jacentes étaient encore gorgées d’eau et capables de fluer vers le haut. Ce dernier argument plaiderait en faveur d’un fonctionnement synsédimentaire.

Pendage et directions des niveaux à faciès wealdien Dans le Bassin de Mons, les niveaux à faciès wealdien ont toujours des pendages supérieurs aux sédiments sus-jacents (Marlière, 1946). Ils présentent généralement un pendage vers le www.academieroyale.be

144 Intégration des faciès wealA diens dans le contexte géologique rebroussement diapir d’argile B

C D faille

faille

Fig. 58. – Faciès wealdiens de la carrière Danube-Bouchon. A. « graben hydroplastique ». B. agrandissement de la photo A (vue d’un diapir d’argileet du rebroussement). C. faille à rejet métrique. D. faille à rejet décimétrique (photo : P. Spagna).

Sud. Néanmoins, tous les niveaux à faciès wealdien ne pendent pas vers le Sud : les dépôts du hameau de Baume (La Louvière – partie Est du Bassin de Mons) montrent un léger pendage vers le Nord (Marlière, 1946) alors qu’à Thieu (Est du Bassin de Mons également) les niveaux à faciès wealdien pendent de 7 à 10° vers le Sud (Marlière, 1936). Dans la poche d’Hautrage, les pendages observés sont assez constants (Marlière, 1946) : ils ne montrent pas de variations aussi intenses et rapides que celles observées dans le Cran aux Iguanodons de Bernissart (Yans et al., 2003) ou dans une moindre mesure, l’Est du Bassin de Mons (cf. ci-dessus). Une importante variation de pendage est cependant remarquée dans les faciès wealdiens à l’affleurement, entre l’extrême Nord (site des Terres du Hainaut – proche du contact avec le houiller sous-jacent) et le Sud (carrière Danube-Bouchon – cf. figure 57). Dès la fin du XIXe siècle, à une époque où l’observation des faciès wealdiens était facilitée par les nombreuses petites carrières exploitées, Cornet avait observé cette variation de pente : « la surface supérieure est plus fortement inclinée au Sud que dans sa surface de contact avec le terrain houiller » (Cornet, 1899) et Marlière la confirme en 1946 : inclinaison relativement www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 145 faible (17° à la Fosse de Sirault [ancienne appellation pour l’une des carrières de l’actuel site des Terres du Hainaut], 10 à 15° à la Savatte [située à Villerot]), contre 20 à 27° dans la masse du gîte [carrière Danube-Bouchon]. Nous concluons également à ce constat en compilant l’ensemble des récents travaux de forages. On remarque donc que les pendages sont plus élevés vers le Centre du Bassin de Mons (Sud de la « poche » d’Hautrage) que sur sa bordure Nord (Nord de la « poche »). Nous avons démontré l’âge barrémien moyen à aptien basal des faciès wealdiens de la poche d’Hautrage et l’âge albien supérieur sensu stricto des faciès wealdiens de la poche de Thieu. En conséquence, il semble qu’intensité du pendage et ancienneté du dépôt soient dépendantes dans les faciès wealdiens. Ces observations seraient cohérentes avec un modèle impliquant des mouvements tectoniques relativement progressifs. Toutefois, au sein de la poche d’Hautrage, nous venons de voir qu’il existe au moins deux « unités » ou « blocs » ayant subit des « mouvements tectoniques » variables, à la base de pentes différentes. Les faciès wealdiens les plus vieux y présentent paradoxalement un pendage plus faible que les faciès wealdiens les plus jeunes. Ceci plaide en faveur soit d’au moins deux phases tectoniques, soit d’une structure qui libère des espaces hétérogènes plus ou moins centrés. En conlusion, les mouvements tectoniques n’ont donc pas affecté uniformément la totalité des faciès wealdiens et ce, au sein d’une même « poche » (cas de la « poche » d’Hautrage).

Implication de la présence de paléosols Les paléosols décrits ci-dessus témoignent d’une relative stabilité locale des processus dyna- miques. Cette stabilité est probablement en partie due aux migrations de la sédimenta- tion dans les milieux de plaine alluviale, qui aboutit à l’exposition subaérienne de certains dépôts d’inondation. On constate toutefois que les paléosols sont limités à la partie infé- rieure de la succession générale des faciès wealdiens d’Hautrage ; dès lors, un autre facteur contrôle la formation des paléosols. On peut voir dans de fréquents ralentissements de la subsidence le moteur nécessaire à la formation de ces paléosols. Cette période de relative stabilité est « synsédimentaire », c’est-à-dire antérieure au basculement des niveaux puisque les paléosols présentent le même pendage que les autres niveaux à faciès wealdien environnants. La faible maturité de ces paléosols trahit toutefois une stabilité de courte durée. La subsidence n’a donc pas fonctionné de façon continue ; elle apparaît moins soutenue durant la période correspondant à la partie inférieure de la succession d’Hautrage, située au Nord de la « poche ».

En résumé… L’espace disponible permettant la sédimentation des faciès wealdiens résulterait soit de (1) la création de « volumes », soit de (2) mouvements verticaux, en réponse respectivement à (1) une activité tectonique crustale globalement en extension (Vandycke et al., 1991 ; Vandycke, 2002) ou (2) un espace libéré en profondeur (Delmer et al., 1982 ; Dupuis & Vandycke, 1989). www.academieroyale.be

146 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

Dans ce deuxième cas de figure, les mouvements seraient liés à l’activité de failles cylindriques et/ou de subsidence en chaudrons de diamètre kilométrique, structures bien documentées dans le Bassin de Mons (Delmer & Van Wichelen, 1980). Les dépressions qui atteignent la surface, seraient les témoins de la dissolution totale mais progressive, des anhydrites viséennes sous-jacentes. Toutefois, ce type de subsidence entraînerait soit la formation de (nombreux) contacts faillés entre les différents « blocs » déplacés si les argiles sont déjà indurées, soit la formation de (nombreux) mouvements dans les argiles si ces dernières sont encore souples. Or, nous avons souligné la faible quantité et les faibles rejets des failles observés dans la poche d’Hautrage ; aucun mouvement « souple » n’a jamais été remarqué. Les rares failles à petits rejets et failles hydroplastiques observées au sein des faciès wealdiens ne suffisent pas à justifier les importants déplacements de matière. Ces failles seraient les témoins de légers réajustements des sédiments, liés à des phénomènes synsédimentaires (en réponse à des phénomènes locaux de compaction et de saturation des sédiments). Quelle qu’en soit la cause, les espaces libérés (dépressions) sont locaux, et ce, au sein même de la « poche » d’Hautrage. L’ouverture des volumes et/ou les mouvements des blocs ne sont pas contemporains d’un endroit à l’autre : leurs ampleurs et leurs périodes de fonctionnement sont variables, ce qui aboutit à la sédimentation de faciès wealdiens selon des épaisseurs et des natures variables d’une dépression à l’autre. Les paléosols, localisés uniquement dans la partie inférieure de la succession, témoi- gnent de relatives périodes de stabilité au début de la subsidence, localisée au Nord de la poche. En conclusion, on observe que la subsidence responsable du dépôt des faciès wealdiens présente les mêmes caractéristiques (sur de plus petites surfaces toutefois) que la subsidence qui a affecté l’entièreté de la formation du Bassin de Mons et dont lesdeux traits principaux pourraient être résumés ci-après. D’après Marlière (1969), la subsidence est en effet discontinue dans le temps : seuls certains sédiments sont préférentiellement déposés et préférentiellement conservés. La subsidence est également discontinue dans l’espace : nulle part l’épaisseur des sédiments du Bassin de Mons ne dépasse 420 m alors que les puissances maximales cumulées des sédiments atteignent 1263 m à 1358 m (Pléisto- cène et Holocène : 20 m, Panisélien : 15 m, Yprésien : 62 m, Landénien et Heersien : 90 m, Montien continental : 65 m, Dano-Montien : 85 m, Maastrichtien et craies : 400 m, Turo- nien : 150 m, Cénomanien supérieur : 26 m, Cénomanien inférieur : 30 m, Albien : 180 m, Wealdien : > 140 m sensu Marlière (1969) mais il faudrait en réalité considérer une épais- seur locale > 235 m d’après les résultats de ce travail). Dans le Bassin de Mons, les déplacements des zones en subsidence régissent, au cours du temps, la distribution des épaisseurs et des faciès, la préservation ou l’érosion des dépôts (Marlière, 1970). À une plus petite échelle, il en va de même au sein de la « poche » d’Hautrage. www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 147

8.6. Essai d’intégration des faciès wealdiens du Bassin de Mons dans le contexte géologique du Nord-Ouest Européen

Une tentative d’intégration de nos résultats dans le Nord-Ouest Européen peut être envi- sagée, à partir d’une comparaison entre les faciès wealdiens du Bassin de Mons et les faciès wealdiens des stratotypes des Bassins du Weald-Wessex. Comme tout autre sédiment aujourd’hui observé, les sédiments à faciès wealdien ont été (1) déposés et (2) conservés après leur dépôt.

8.6.1. Le dépôt des sédiments à faciès wealdien

Dans le cas des sédiments à faciès wealdien de l’Île de Wight (Bassin du Wessex), on observe un passage progressif de sédiments continentaux (Formation du Wessex) à des sédiments marins (Atherfield Clays Formation), en passant par des sédiments lagunaires à salinité variable (Formation de Vectis). Cette apparente continuité est toutefois brisée par un important hiatus de sédimentation. En effet, dans l’ensemble du Bassin Weald-Wessex (y compris l’Île de Wight), le contact entre les sédiments de la Formation de Vectis et ceux de l’Atherfield Clays Formation est fortement bioturbé et érosif (Insole et al., 1998) ; dans l’Ouest du Weald, cette érosion est même particulièrement intense (Allen, 1976). Ce contact représente un hiatus mis en évidence à partir d’arguments paléomagnétiques (Kerth & Hailwood, 1988). Il est en outre discordant (Casey, 1961 ; Lister & Batten, 1988). De plus, la base de la Formation d’Atherfield est fortement glauconieuse et diachro- nique dans le Weald (Simpson, 1985), ce qui est compatible avec un intervalle transgressif. Nous interprétons ces sédiments en termes de stratigraphie séquentielle ci-dessous (tableau 7). Bien que déposés durant des périodes géologiques différentes, une interprétation séquentielle semblable peut être proposée pour les faciès wealdiens du Wessex Bassin et ceux de l’Est du Bassin de Mons. Dans les deux cas, les sédiments à faciès wealdien correspondent aux cortèges transgressif et de haut niveau marin (rétrogradant). Ils seront suivis, après lacune de sédimen- tation et érosion liées au cortège de bas niveau marin, par un nouveau cortège transgressif (franchement marin, « Lower Greensand » sur l’Île de Wight et « Meule » dans le Bassin de Mons). Néanmoins, deux différences fondamentales existent entre les deux régions. D’une part, on insistera sur la présence d’une discordance angulaire entre les sédi- ments du HST 1 et du TST 2 à l’Île de Wight et d’une discontinuité entre les sédiments correspondants dans l’Est du Bassin de Mons. D’autre part, les paléosols du Bassin de Mons sont nettement moins développés que ceux du Wessex où on observe en effet la présence de caliches, classiquement considérées comme des caractéristiques pédogénétiques tardives qui se forment dans des paléosols matures (Machette, 1985 ; Wright, 1990). www.academieroyale.be

148 Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique

Tableau 7. Interprétation séquentielle des faciès wealdiens de l’Île de Wight et de l’Est du Bassin de Mons. Fm.G.de St.Pierre = Formation des Graviers de Saint-Pierre.

SÉDIMENTOLOGIE Île de Wight stratigraphie paléoenviron- Est du Bassin de Mons séquentielle nements HAUT Atherfield Clays Formation de Bracquegnies TST 2 marin Formation (vraconnien inférieur) (Aptien inférieur) absence de dépôt – érosion de DISCORDANCE (LST1) DISCONTINUITE sédiments sous- ↑ jacents Formation de Vectis unités 2 et 3 de la Fm.G.de ↓ lagunaire, (Barrémien supérieur HST 1 St.Pierre estuarien +Aptien basal ?) (Albien supérieur s.s.) uppermost Formation du unité 1 de la Fm.G.de Wessex – paléosols TST 1 continental St.Pierre– paléosols BAS (Barrémien) (Albien supérieur s.s.)

8.6.2. La conservation des sédiments à faciès wealdien

Dans les régions stratotypiques du Weald et du Wessex, les sédiments à faciès wealdien sont relativement continus du Berriasien à l’Aptien basal (Allen, 1989). Dans les autres régions d’Europe de l’Ouest, l’extension stratigraphique des faciès wealdiens n’est pas aussi importante. Le tableau 8 (ci-dessous) résume les extensions stratigraphiques des faciès wealdiens dans quelques régions du Nord-Ouest Européen.

Tableau 8. Âges de quelques faciès wealdiens du NW européen et âges de leurs couvertures respectives, d’après Robaszynski & Amédro (1986), Herngreen (1971), Kerth & Hailwood (1988), Allen & Wimbledon (1991), Hughes (1994) et Dupuis & Amédro (inédit).

âge des sédiments âge de la couverture Régions à faciès wealdien des faciès wealdiens E. Netherlands – N. Germany Berriasien – Valanginien basal Valanginien Barrémien supérieur – Aptien Boulonnais (France) Aptien supérieur inférieur Île de Wight (Angleterre) Barrémien (+Aptien basal ?) Aptien inférieur partie supérieure de l’Albien Est du Bassin de Mons (Belgique) vraconnien inférieur supérieur sensu stricto www.academieroyale.be

Intégration des faciès wealdiens dans le contexte géologique 149

La relative continuité des dépôts à faciès wealdien dans le Bassin du Channel-Wessex est le résultat de l’activité tectonique synsédimentaire en extension liée à un épisode de rift (paragraphe 2.2.1). Ce dernier a engendré une subsidence relativement continue (à l’échelle des temps géologiques) permettant la conservation des sédiments déposés lors d’intervalles trangressifs ou de haut niveau marin. Néanmoins, cette subsidence « continue » reste limitée dans l’espace. En conséquence, les faciès wealdiens atteignent une épaisseur de 580 mètres dans le forage d’Arenton – partie Sud de l’Île de Wight (Falcon & Kent, 1960), alors qu’ils sont absents ou peu épais au Nord de l’île (Chadwick, 1985), distant d’une vingtaine de kilomètres.

8.6.3. Conditions nécessaires au dépôt et à la conservation des faciès wealdiens

En définitive, trois conditions sont nécessaires pour permettre l’alimentation en phases minérales héritées, la sédimentation et la conservation des faciès wealdiens. Tout d’abord, il est nécessaire que les phases minérales héritées soient érodées du socle, à la faveur d’un mouvement vertical. Les phases minérales héritées sont essentiellement le quartz et divers minéraux argileux. Des fragments pluricentrimétriques de quartzites sont également associés. Ensuite, il est nécessaire qu’un espace disponible soit produit et ainsi que les faciès wealdiens soient protégés au sein de dépressions locales dans le cas du Bassin de Mons (cryptokarsts, puits naturels, « poches »), régionales dans le cas du Bassin du Wessex- Weald. Les modalités et périodes de formation de ces dépressions sont en partie à rechercher dans les contextes tectoniques régionaux (Yans et al., 2005b). Enfin, il est nécessaire que le dépôt des sédiments ait lieu durant un intervalle transgressif de 3e ordre ou un intervalle de haut niveau marin de 3e ordre. En effet, sur les bordures de plate-forme où se déposent les sédiments proximaux à faciès wealdien, les intervalles régressifs se matérialisent par l’érosion d’une partie des sédiments. www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Chapitre 9

Conclusions

Ce travail contribue à une meilleure connaissance des sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons. Nos conclusions s’articulent autour de six principaux axes. Premièrement, l’âge des sédiments à faciès wealdien est précisé. Dans l’Ouest de Bassin de Mons, la Formation des Argiles d’Hautrage et la Formation des Argiles de Sainte-Barbe (à −322 mètres de profondeur dans le Cran aux Iguanodons de Bernissart) sont d’âge barrémien moyen à aptien basal. Dans l’Est du Bassin de Mons, la partie infé- rieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre est datée de l’Albien supérieur sensu stricto et la partie supérieure de cette formation (ou « Cénomanien à faciès wealdien », Gulinck, 1974), du Turonien supérieur. Les sédiments à faciès wealdien sont diachrones dans le Bassin de Mons. La charte lithostratigraphique (Robaszynski et al., 2001) du Bassin de Mons s’en trouve améliorée. Deuxièmement, les environnements de dépôt des faciès wealdiens diffèrent entre l’Ouest du Bassin de Mons (milieu strictement continental) et l’Est de ce bassin (milieu à influences marines). Une sédimentation de type plaine alluviale est suggérée sur le site d’Hautrage (Ouest du bassin) ; une sédimentation lacustre sur le site de Bernissart (Ouest du bassin) et une sédimentation estuarienne sur le site de Thieu (Est du bassin). Certaines plantes qui colonisaient ces milieux sont déterminées ; une structuration spatiale du paysage végétal est proposée, enchaînant plantes d’eau douce, hygrophiles, mésoxéro- phytes et intertidales. Des deux constats précédents, il ressort que le terme « wealdien » doit être utilisé uniquement lorsqu’il s’agit de décrire un faciès, sans en déduire des implications de nature stratigraphique ou paléoenvironnementale. Troisièmement, les sédiments à faciès wealdien de l’Est du Bassin de Mons sont inclus dans une interprétation en termes de stratigraphie séquentielle. Ils se déposent dans les environnements proximaux lors des cortèges transgressifs et des cortèges de haut niveau marin au 3e ordre. Durant la construction des cortèges de bas niveau marin, les sédiments à faciès wealdien peuvent être fortement érodés et transportés dans le Bassin. Quatrièmement, les sédiments à faciès wealdien se déposent au sein de dépressions, locales dans le cas du Bassin de Mons, régionales dans le cas des Sous-bassins tectoni- quement entretenus du Wessex-Weald. Ces dépressions protègent les sédiments d’érosions ultérieures. Cinquièmement, les faciès wealdiens remanient des constituants issus probablement du Nord et du Sud du Bassin de Mons alors naissant. Ce remaniement serait lié à une acti- vité tectonique à composante verticale dans les régions sources. www.academieroyale.be

152 Conclusions

Des trois dernières observations, nous déduisons les facteurs qui contrôlent la présence actuelle de faciès wealdiens dans le Bassin de Mons : activité tectonique à composante verticale dans les régions sources, présence de dépressions suscpetibles d’accueillir et préserver les dépôts et sédimentation lors de cortèges transgressifs ou de haut niveau marin. Sixièmement, les sédiments à faciès wealdien ont été affecté par une diagenèse abou- tissant à la formation d’interstratifié illite-smectite (Reichweite) R = 0 latté, de sidérite et de paléosols immatures. Il en résulte que l’assemblage argileux actuel n’est pas similaire à l’assemblage argileux originel : il est dès lors dangereux de déduire des implications paléo- climatiques de la présence de kaolinite dans les sédiments à faciès wealdien européens. www.academieroyale.be

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168

Planche I

Fig. 1. – Dijkstrasporites helios (Dijkstra, 1951) Potonié, 1956 (TRH2-26,3-R44). Fig. 2- 3. – Schizosporis reticulatus (Cookson & Dettmann, 1959) Pierce, 1976 (6, 7 : TRH2-26,3-MC-G55/4 ; 8 : TRH3- 23,9 MA-R46). Fig. 4. – Trilobosporites bernissartensis (Delcourt & Sprumont, 1955) Potonié, 1956 (TRH2-26,3-5-P47/2). Fig. 5. – Botryococcus sp. (TRH2-26,3-2-H31/3). Fig. 6. – Tetraporina sp. (TRH2-26,3-2-D33). Fig. 7. – Alisporites bilateralis Rouse, 1959 (TRH2-26,3-2-O36/4). Fig. 8. – Vitreisporites pallidus (Reissinger, 1938) Nilsson, 1958 (TRH2-26,3-2-N46/3). Fig. 9. – Classopollis sp. (TRH2-26,3-4-O42/1). Fig. 10. – Ephedripites zaklinskaiae Azéma & Boltenhagen, 1974 (TRH3-23,9**-Q62/2). Fig. 11. – Santonisporites radiatus Deák & Combaz, 1967 (141W-380-45-M64). Fig. 12. – Corniculatisporites auritus (Singh, 1971) Juhász, 1977 (141W-472-123,9-1-O38/4). Fig. 13. – Eucommiidites minor Groot & Penny, 1960 (10612-Soignies-Q38/4).

Barre d’échelle = 20 µm. www.academieroyale.be

PLANCHE 1 169 1 2

4 5 7

8 9 11 10

12 www.academieroyale.be

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Planche II

Fig. 1, 2. – SUPERRET-croton in Hughes, Drewry & Laing, 1979 (TRH3-23,9α-K55/1). Fig. 3, 4. – SUPERRET-croton in Hughes, Drewry & Laing, 1979 (TRH3-23,9α-F56). Fig. 5. – RETISULC-dentat in Hughes, Drewry & Laing, 1979 (TRH3-23,9α-G52/3). Fig. 6, 7. – Retimonocolpites dividuus Pierce, 1961 (141W-380-45-2-R47/1). Fig. 8, 9. – Tricolpites sp. (141W-472-123,9-N44/1). Fig. 10. – Tricolpites sp. (141W-472-123,9-X59/1). Fig. 11, 12. – Ajatipollis sp. (141W-380-45-2-R47). Fig. 13. – Afropollis sp. (141W-380-45-2-R52).

Barre d’échelle = 10 µm. www.academieroyale.be

PLANCHE 1 171 1 2 34

7 6 5

8 9 10

11 13 12 www.academieroyale.be

172

Planche III

Fig. 1, 2. – Odontochitina costata (141W/380/45 – U33). Fig. 3. – Ovoidinium sp. (141W/380/45 – N29/1). Fig. 4. – Cometodinium whitei (141W/418G/63 – M21). Fig. 5. – Oligosphaeridium complex (141W/380/45). Fig. 6. – Oligosphaeridium pulcherrimum (141W/380/45 – P38/2). Fig. 7. – Surculosphaeridium longifurcatum (141W/380/45). Fig. 8. – Cauca parva (141W/380/45/1 – E59/2). Fig. 9. – Callaiosphaeridium asymmetricum (141W/380/45 – P21/1). Fig. 10. – Exochosphaeridium bifidum (141W/380/45 – Q33/3). Fig. 11. – Hystrichodinium pulchrum (141W/380/45 – M42/3). Fig. 12. – Pterospermella sp. (141W/380/45/2 – J45/1). Fig. 13. – acritarche (141W/380/45 – R36/4). Fig. 14. – basale de foraminifère (141W/380/45 – W27).

Barre d’échelle = 20 µm www.academieroyale.be

PLANCHE 1 173

1 2 3 4

5 6

10 9 8

11 12 14 13 www.academieroyale.be www.academieroyale.be

Table des matières

Avant-propos ...... 7 Remerciements ...... 9 Résumé ...... 11 Abstract ...... 13

Chapitre 1 . introduction ...... 15

Chapitre 2 . Les sédiments à faciès wealdien dans le Nord-Ouest européen : état des connaissances ...... 17 2 .1 . terminologie ...... 17 2 .2 . Aperçu sur les faciès wealdiens dans le Nord-Ouest européen (hors du Bassin de Mons) ...... 17 2 .2 1. . Sous-bassins du Weald et du Wessex (Angleterre) ...... 18 2 .2 2. . France ...... 20 2 .2 3. . Allemagne et Est des Pays-Bas ...... 21 2 .2 4. . Ouest des Pays-Bas ...... 21 2 .3 . Les sédiments à faciès wealdien dans le Bassin de Mons ...... 21 2 .3 1. . Le Bassin de Mons ...... 22 2 .3 2. . Les faciès wealdiens dans le Bassin de Mons ...... 26 2 .3 3. . en résumé … ...... 39

Chapitre 3 . Sites étudiés et méthodologies utilisées ...... 41 3 .1 . Sites étudiés ...... 41 3 .2 . palynologie ...... 41 3 .2 1. . Bref aperçu de l’évolution des végétaux ...... 41 3 .2 2. . Le pollen d’affinité angiospermienne : un outil biostratigraphique au Crétacé ...... 44 3 .2 3. . techniques de préparation ...... 45 3 .2 .4 . techniques d’observation ...... 46 3 .2 5. . Nomenclatures ...... 46 3 .3 . Minéralogie de la fraction argileuse ...... 48 3 .4 . Datation radiométrique K-Ar ...... 48 3 .4 1. . Approche théorique ...... 48 3 .4 2. . Approche analytique ...... 50 3 .4 3. . Méthodologie de préparation des grains de glauconie ...... 50 www.academieroyale.be

176 Table des matières

3 .5 . Étude des rapports isotopiques des faciès wealdiens ...... 50 3 .5 1. . Échantillonnage et technique d’extraction de la matière organique 51 3 .5 2. . Analyses de la matière organique (t .O .C .) ...... 51 13 3 .5 3. . Analyses isotopiques du carbone organique (δ Corg) ...... 51

Chapitre 4 . Les sédiments a faciès wealdien de la Formation des Argiles d’Hautrage (Hautrage, Ouest du Bassin de Mons) ...... 53 4 .1 . historique ...... 53 4 .2 . Les faciès wealdiens dans la carrière Danube-Bouchon ...... 56 4 .3 . Cartographie régionale ...... 56 4 .4 . Succession synthétique ...... 58 4 .5 . précisions sur la sédimentologie des faciès wealdiens d’Hautrage . . . . . 60 4 .6 . Datation palynologique ...... 61 4 .6 1. . Échantillonnage ...... 61 4 .6 2. . Âge de la couverture des faciès wealdiens ...... 61 4 .6 3. . Résultats palynologiques ...... 62 4 .6 4. . Âge des faciès wealdiens de la Formation d’Hautrage ...... 77 4 .7 . La diagenèse d’enfouissement ...... 77 4 .8 . Minéralogie de la fraction argileuse ...... 78 4 .9 . Sidéritisation et pyritisation ...... 87 4 .10 . Paléosols (altération de la sidérite et de la pyrite) ...... 90 4 .11 . Résumé des principaux acquis relatifs aux faciès wealdiens d’Hautrage . . 92

Chapitre 5 . Les sédiments à faciès wealdien de la Formation des Argiles de Sainte-Barbe (Bernissart, Ouest du Bassin de Mons) . . . . 93 5 .1 . Âge de la couverture des faciès wealdiens ...... 93 5 .2 . Datation à partir de la faune de dinosaures ...... 93 5 .3 . précision de la datation à partir du contenu palynologique ...... 95 5 .4 . implications de la datation précise des faciès wealdiens de Bernissart sur les théories d’évolution des Iguanodontidae ...... 97 5 .5 . Minéralogie de la fraction argileuse ...... 99 5 .6 . Coupe synthétique ...... 100 5 .7 . Résumé des principaux acquis relatifs aux faciès wealdiens de Bernissart . 103 www.academieroyale.be

Table des matières 177

Chapitre 6 . Les sédiments à faciès wealdien de la partie inférieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre (Thieu, Est du Bassin de Mons) ...... 105 6 .1 . Échantillonnage ...... 105 6 .2 . Âge de la couverture des faciès wealdiens ...... 105 6 .3 . Résultats palynologiques de l’unité 1 ...... 105 6 .4 . Résultats palynologiques des unités 2 et 3 ...... 106 6 .5 . Minéralogie de la fraction argileuse ...... 111 6 .6 . Résumé des principaux acquis relatifs aux faciès wealdiens de Thieu . . . . 112

Chapitre 7 . Le « Cénomanien à faciès wealdien » ou partie supérieure de la Formation des Graviers de Saint-Pierre (Thieu, Est du Bassin de Mons) ...... 113 7 .1 . Couverture et roches sous-jacentes ...... 113 7 .2 . Contenu palynologique ...... 113 7 .3 . Caractérisation et interprétation séquentielle des grains de glauconie . . . 113 7 .3 1. . Âge du sédiment à partir d’une datation radiométrique des grains de glauconie ...... 115 7 .3 2. . implications sur la radiochronologie des grains de glauconie . . . . 116 7 .4 . Minéralogie de la fraction argileuse ...... 117 7 .5 . Résumé des principaux acquis relatifs au « Cénomanien à faciès wealdien » ...... 117

Chapitre 8 . intégration des facies wealdiens dans le contexte géologique du Bassin de Mons et du Nord-Ouest europeen ...... 119 8 .1 . Nouvelle lithostratigraphie du Bassin de Mons ...... 119 8 .2 . Reconstitutions paléoenvironnementale et paléoclimatique à partir d’arguments palynologiques et sédimentologiques ...... 121 8 .2 1. . principes de base ...... 121 8 .2 2. . paléoenvironnements ...... 121 8 .2 3. . paléoclimats ...... 124 8 .3 . Analyse minéralogique de la fraction argileuse ...... 127 8 .3 1. . tendances minéralogiques dans les faciès wealdiens du Bassin de Mons ...... 127 8 .3 2. . La minéralogie argileuse des faciès wealdiens d’autres régions . . . . 127 www.academieroyale.be

178 Table des matières

8 .3 3. . intégration des résultats ...... 128 8 .4 . intégration en stratigraphie séquentielle des sédiments à faciès wealdien de l’Est du Bassin de Mons ...... 133 8 .4 1. . La stratigraphie séquentielle : quelques fondements … ...... 133 8 .4 2. . … appliqués aux sédiments à faciès wealdien de l’Est du Bassin de Mons ...... 134 8 .4 3. . Contribution au calibrage stratigraphique des palynomorphes continentaux ...... 135 8 .4 4. . implications sédimentologiques ...... 136 8 .4 5. . implications paléoécologiques ...... 137 8 .4 6. . implications paléogéographiques ...... 138 8 .4 7. . implications tectoniques ...... 139 8 .4 8. . implications terminologiques ...... 140 8 .5 . Quelques précisions sur les processus de formation des « puits naturels » et « poches » du Bassin de Mons ...... 140 8 .5 1. . puits naturels ...... 141 8 .5 .2 . oches p ...... 142 8 .6 . ssai e d’intégration des faciès wealdiens du Bassin de Mons dans le contexte géologique du Nord-Ouest Européen ...... 147 8 .6 1. . Le dépôt des sédiments à faciès wealdien ...... 147 8 .6 2. . La conservation des sédiments à faciès wealdien ...... 148 8 .6 3. . Conditions nécessaires au dépôt et à la conservation des faciès wealdiens ...... 149

Chapitre 9 . Conclusions ...... 151

Bibliographie ...... 153 Table des matières ...... 175 Lithostratigraphie, minéralogie et diagenèse des sédiments à faciès wealdien du Bassin de Mons (Belgique) Johan Yans Lithostratigraphie,